Долина реки Зидды расположена на южном склоне Гиссарского хребта в верхнем течении реки Варзоб, правого притока реки Кафирниган. Географически расположена в 70 км севернее г. Душанбе, располагаясь широтно вдоль южных склонов Гиссарского хребта. От г. Душанбе вдоль реки Варзоб проходит важная транспортная артерия Республики Таджикистан — автодорога «Душанбе – Ходжент», связывающая в летний период север республики с ее южными районами через перевал Анзоб.

В геологическом плане долина расположена в тектонической впадине, называемой Зиддинской и ограниченной с севера Анзобским взбросом, а с юга — Главным Гиссарским разломом. Зиддинская впадина характеризуется прекрасной обнаженностью горных пород, наличием разнообразных и разновозрастных толщ, начиная от ордовикской системы палеозоя до четвертичных отложений, образовавшихся в различных палеогеографических условиях. Разнообразны тектонические складчатые и разрывные формы, следы проявления магматических (интрузивных и эффузивных) и метаморфических процессов, разнотипныe рудныe и нерудныe полезныe ископаемыe, следы прошлых оледенений и сейсмической активности, минеральные источники.

Все эти особенности, а также удобное расположение, близость к г. Душанбе делает это место весьма благоприятным для размещения полигона с целью прохождения полевой геологической практики студентами геологического факультета Таджикского национального государственного университета. В начале 60-х годов здесь организована летняя учебная база геологического факультета, где вот уже многие годы студенты 1 и 2 курсов проходят полевую практику по топографии, общей геологии, геологическому картированию, геофизике, технике бурения, минерально-шлиховому анализу, инженерной геологии, гидрогеологии, геологии месторождений полезных ископаемых. В настоящее время здесь, на восточной окраине кишлака Зидды, имеются необходимые условия и оборудование для проживания и прохождения полевой геологической практики

В разное время в Зиддинской долине проходили геологическую учебную практику студенты учебных заведений Афганистана, Таджикского сельско-хозяйственного института, горно-геологического техникума г. Душанбе. Богатые природные ландшафты, разнообразная растительность, животный мир привлекает сюда специалистов и студентов географических и биологических специальностей.

Учитывая важность этого полигона для подготовки квалифицированных специалистов геологических специальностей, сотрудники геологического факультета Ю.М.Казаков, А.Н.Мамонтов и А.Х.Хасанов подготовили учебное пособие «Геологическое строение Зиддинской впадины», вышедшее в свет в 1985 тиражом 500 экз. При его написании были использованы как архивные, опубликованные данные, так и личные исследования авторов, которые в течение многих лет работали со студентами на этом полигоне и проводили научные изыскания. В настоящее время данное пособие стало библиографической редкостью и возникла необходимость его переиздания. Выполненное по инициативе авторов второе издание этого пособия, исправленное и дополненное, поможет квалифицированной подготовке специалистов-геологов в стенах Таджикского Hационального Государственного Университета Республики Таджикистан.

ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИЙ ОЧЕРК (Ю.М.Казаков)

Местоположение и рельеф. Зиддинская долина – площадь водосбора реки Зидды- расположена в верховьях реки Варзоб, восточнее устья реки Майхура. Северной границей является водораздельная часть Гиссарского хребта, южной – водораздел гор Санги-Навишта, с запада и востока, соответственно, горы Осман-Тала и перевалы Лойля-Куль и Акба-Куль (рис. 1).

Пологие формы рельефа платформенных отложений в центральной части резко контрастируют с окаймляющими долину скалистыми труднопроходимыми склонами, сложенными палеозойскими толщами. Относительные превышения водоразделов над долиной более 2000 м. Максимальные отметки достигают 4000 м, минимальные – в западной части территории – 1900 м. Распределение площади по высотным отметкам приведено в таблице 1. Почти 70% площади расположено в интервале высот 2800-4000 м – вблизи снеговой линии, в зоне наиболее интенсивного увлажнения склонов.

Таблица 1. Распределение площади бассейна реки Зидды по высотам

Высотные интервалы, м							Средняя высота бассейна, м	Площадь бассейна,км²
1600-2000	2000-2400	2400-2800	2800-3200	3200-3600	3600-4000	4000-4400	3100	210
Площадь, %
1	11	20	24	25	18	1

Гидрография. Основной водной артерией является река Зидды, которая образуется при слиянии рек Ганчдара, Кульдара и Сангисафед. Сливаясь в западной части района с рекой Майхурой, она дает начало реке Варзоб. В плане гидрографическая сеть имеет перистый вид – боковые притоки направлены перпендикулярно к главной долине. Наиболее крупные из них: Ахрут, Сангальт, Якарча, Газора, Обишур. Суммарная длина постоянных водотоков 140 км. Густота речной сети 0,7 км/км².

Направление течения, форма долины и уклоны главной реки и ее боковых притоков предопределены орографическими особенностями территории, различием скоростей тектонических подвижек отдельных участков, тектоническими структурами, характером оледенений и свойствами слагающих пород. Указанные факторы наиболее отчетливо проявились в строении долины реки Зидды.

В интервале от устья до кишлака Обихирф долина раскрыта, с широкой, до 200-250 м, поймой, выполненной песчано-галечниковыми накоплениями. Водный поток разбивается на многочисленные рукава, образуя отмели и острова. Нижние части бортов долины относительно пологие и в значительной степени перекрыты четвертичными образованиями. Уклон тальвега равен 0,017. Подобное строение обусловлено тектоническим обособлением западного блока Зиддинской впадины и перекрытиями ниже устья реки Майхуры. Неоднократные селевые перемычки боковых притоков (Мушвардара, Мазорак, Обишур, Лябикуль) придают пойменной части долины четковидные очертания. В районе кишлака Обихирф, подчиняясь направлению Зиддинского взбросо-сдвига, русло реки образует излучину.

В среднем течении река протекает в узком и глубоком – до 300 м ущелье с крутыми, зачастую отвесными бортами, выработанном в палеозойских, преимущественно карбонатных, породах. Редкие террасовые поверхности в прирусловой части сложены аллювиальными галечниками и озерными накоплениями, образованными в результате перекрытия реки селевыми потоками из боковых притоков и обвалами. Общий уклон тальвега равен 0,08, достигая на отдельных порожистых участках 0,15.

В районе нарзанного источника долина, выработанная в мезозойских и кайнозойских породах и переполненная в прирусловой части моренными накоплениями, широко раскрыта с многочисленными разветвлеными притоками, заболоченными участками, небольшими озерами. Здесь она характеризуется сглаженными формами рельефа, крутизна склонов в до 10-15⁰, за исключением уступов прочных пород палеогена и неогена. Истоком реки является ледник в районе перевала Акба-Куль. Суммарная длина реки Зидды, включая приток Сангисафед, составляет 25 км.

Характеризуя долины боковых притоков, необходимо отметить, что их строение обусловлено влиянием тектонического фактора и экспозиции склонов главной долины. Заложенные преимущественно в зонах тектонических разломов, они часто в плане расположены на одной прямой. Нередки случаи, когда устья притоков противоположных склонов находятся друг против друга, например: Фиснау – Ахрут, Обиборик – Газора.

Долины гор Санги-Навишта типично троговые, со следами морен верхнеплейстоценового оледенения. Их истоки находятся в ледниковых карах с очень крутыми стенками. Отмечается наличие каровых лестниц, фирновых полей. В среднем и нижнем течении они прорезают мезозойские и палеозойские породы, приобретая ущельную форму. В прирусловой части, особенно в верхних участках долин, накапливается много рыхлого материала. Отличительной чертой некоторых долин (Обиборик, Хушкакдара, Чукурак ) является тот факт, что они были заложены в недавнее время, после последнего оледенения, и являются наиболее молодыми с четким V-образным профилем, спрямленными руслами, значительными уклонами тальвега. Большая энергия временных водотоков и лавин не дают возможности для накопления рыхлого материала в прирусловой части. Морфологический облик этих долин соответствует начальным стадиям развития водосборных бассейнов горных стран.

Отсутствие ледников в приводораздельной части южного склона Гиссарского хребта, широкое развитие здесь обвальных и оползневых процессов придало специфические черты строению долин правых притоков. В восточной части территории они по всей длине раскрытые, V-образной формы с уклоном тальвега до 0,3 (Гафтдара, Каратабон). В центральной части бассейна реки Зидды долины притоков V-образной формы в верхнем течении, с пологими бортами в среднем и приобретают ущельную форму в нижней части, где они пропиливают прочные палеозойские породы . Таким строением обладают долины рек Якарча, Шурак и, находящаяся в сходных тектонических условиях, река Мушвардара. Для долин рек Лябикуль, Обишур, Фиснау характерно двучленное строение. В верховьях они обладают сходными чертами с ранее описанными; в нижнем течении – с пологими бортами, значительными конусами выносов в приустьевой части.

Гидрология. Река Варзоб относится к снегово-ледниковому типу питания с весенне-летним максимумом стока. Своеобразие режима выпадения осадков и их распределения по высотным зонам, наличие ледников, динамичности нулевой изотермы в течении года накладывают опредленный отпечаток на режим стока. В нижних частях склонов сток постепенно нарастает с высотой, достигая зоны интенсивной увлажнености – усиливается, а затем замедляется. Выше, в области оледенения, кривая изменения стока имеет вторую точку перегиба. Главными составляющими стока являются: таяние ледников и снежников, атмосферные осадки, подземные воды.

Суммарный среднегодовой сток реки Зидды по данным многолетних наблюдений равен 0,25 км³/год. Большая часть этого объема принадлежит полноводным левым притокам, питающимся за счет таяния снежников и ледников. Меньший расход воды в правых притоках, где ледники отсутствуют, а в летние месяцы источником питания являются исключительно подземные воды.

Таблица 2. Среднемноголетний расход воды реки Зидды (устье)

Месяцы												Среднее за год, м³/сек	Абсолютные значения: в числителе – расход, м³/сек, в знаменателе – дата
1	2	3	4	5	6	7	8	9	10	11	12
Расход воды, м³/сек													максимум	минимум
1,6	1,5	2,0	7,5	15,5	22,1	19,2	12,7	6,2	2,9	2,4	1,7	7,9	79,9	0,05
													Май 1969	Январь 1977
Расход воды, % от общегодового расхода
1,7	1,6	2,1	7,9	16,3	23,2	20,1	13,3	6,5	3,0	2,5	1,8	100	1000	0,6

Внутригодовое распределение стока реки Зидды приведено в таблице 2. Более 80% годового стока приходится на весенне-летние месяцы. Половодье начинается в июне, когда нулевая изотерма поднимается до отметки 2500 м. Расчеты по метеоданным всего периода наблюдений показывают, что годовой сток равен количеству выпавших осадков. Запаздывание половодья от времени максимального выпадения осадков объясняется преобладанием последних в твердом виде.

Климат. Территория Центрального Таджикистана относится к области с континентальным типом субтропического климата с обилием солнечного тепла, значительными суточными и годовыми колебаниями температур воздуха и почвы и выпадением высоких сумм осадков, часто большой интенсивности.

Бассейн реки Варзоб имеет индивидуальные особенности, обусловленные его положением в горной системе и рельефом самих гор. Южный склон субширотно-вытянутого Гиссарского хребта является практически первой крупной преградой на пути южных и юго-западных влагоносных воздушных масс. Влияние гор сказывается также в наличии высотной климатической зональности, образовании горнодолинной циркуляции, способствующей перераспределению влаги внутри горной системы.

Для оценки климатических условий использованы данные гидрометеостанций «Майхура», «Харамкуль» и «Анзобский перевал», которые расположены в непосредственной близости от описываемой территории. Суммарные годовые величины радиационного баланса, по данным гидрометеостанции «Харамкуль», 26-44 ккал/см². Радиационный баланс в течении года неоднороден: в январе, ноябре, декабре он отрицателен, в остальной период – положителен. Продолжительность солнечного сияния за год составляет 2200-2400 часов.

Годовой ход температуры воздуха для всей территории сравнительно однообразен. С января по июль происходит нарастание, с августа – понижение. Отличительной чертой является наличие высотной климатической зональности, проявляющейся в изменении с высотой среднемесячных и среднегодовых температур, их абсолютных значений и амплитуд; продолжительности теплового периода и сдвигом летнего температурного пика (таблица 3). С увеличением высоты среднегодовая температура уменьшается. Температурные градиенты для различных высотных зон неодинаковы. Для интервала от метеостанции «Гушары» до метеостанции «Майхура» он равен 1 град. на 100 м подъема, для интервалов «Майхура» – «Харамкуль», «Харамкуль» – «Анзобский перевал», соответственно 0,31 и 0,83 град. на 100 м. Расчетная высота среднегодовой нулевой температуры для правого борта Зиддинской долины составляет 3130 м. На левом борту, вследствие его северной экспозиции, она опускается ниже, до отметок 2500-2800 м.

Таблица 3. Термический режим воздуха Зиддинской долины

Метеостанции (абс.отм., м)	Среднемноголетние месячные температуры, град.												Средняя за год, град.
Метеостанции (абс.отм., м)	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	Средняя за год, град.
«Майхура» (1921)	-9,1	-7,2	-1,4	4,5	10,8	16,0	18,6	18,2	13,3	7,1	-0,6	-5,9	5,4
«Харамкуль» (2826)	-8,9	-8,4	-3,5	1,4	5,7	11,5	14,1	14,6	9,8	3,0	-2,0	-6,4	2,6
«Анзобский перевал» (3372)	-13,2	-12,4	-7,7	-2,9	1,0	6,4	9,1	9,2	4,4	-1,4	-6,2	-10,4	-2,0

Амплитуды среднемесячных температур и абсолютных значений в пониженных местах больше, так как в котловинах зимой воздух застаивается, а летом лучше прогревается. В этих участках в зимнее время происходит инверсия температурного градиента. Особенно это заметно в январе, когда устанавливается ясная, тихая, морозная погода и более тяжелый холодный воздух стекает с гор в пониженные участки рельефа, постепенно там накапливаясь. Так, среднемесячная температура в январе на «Харамкуле» составляет -8,9^оС, а на расположенной ниже метеостанции «Майхура» -9,1^оС. Наступление максимума летних температур происходит неодновременно – в верхних частях долины с запозданием на 0,5–1,0 месяц по сравнению с пониженными участками. Для метеостанции «Майхура» максимальная температура в июле, для метеостанций «Харамкуль» и «Анзобский перевал» – в середине и второй половине августа соответственно.

В соответствии с температурным режимом воздуха находится и температурный режим почвы. Зимой до глубины 20 см ее температура соответствует температуре воздуха, отличаясь на 1-2^оС. В летнее время температура почвы превышает температуру воздуха на 10-20^оС. Подобная изменчивость приводит к тому, что весной в верхних слоях почвы наблюдается летний ход температуры, на больших глубинах (более 0,5 м) – зимний. В осенний период – наоборот. С возрастанием глубин амплитуда температура уменьшается. На глубинах более 3 м температура практически не испытывает сезонного колебания.

Южные склоны Гиссарского хребта являются наиболее увлажненными в пределах всего Таджикистана. Среднемноголетнее количество осадков здесь в зависимости от высоты местности равно 1200-1500 мм/год, а в отдельные годы может достигать 2000 мм/год. Основной закономерностью распределения осадков на территории является увеличение их количества с высотой. Нарушение этой закономерности по данным гидрометеостанции «Анзобский перевал» (472 мм/год) может быть объяснено искажением показаний вследствие ветрового переноса. Влияние орографического фактора сказывается также в том, что на подветренных склонах и в пределах горных котловин выпадает пониженное количество осадков, что приводит к созданию в различных участках своих микроклиматических условий.

Анализ внутригодового распределения осадков (таблица 4) показывает, что максимум осадков (70-80% от годового количества) выпадает в весенне-зимний период, при этом наиболее дождливыми являются март и апрель, для которых характерны не только моросящие дожди, но и ливни интенсивностью 0,02-0,06 мм/мин. с продолжительностью до 10 часов. Минимум осадков приходится на июль, август, сентябрь. Для высот более 3000 метров осадки выпадают преимущественно в твердом виде. Во временном диапазоне наблюдений 1963-1977г.г. четко выделяется ряд аномалий. Большое количество осадков зимой 1968 — весной 1969 (150-180% от нормы) привело к активизации склоновых процессов (оползней, селей), и как следствие, нарушению коммуникаций, перекрытию рек. Исключительно маловодным был 1971 год, когда выпало лишь около 60% осадков от среднегодовой нормы.

Таблица 4. Режим увлажнения Зиддинской долины

Метеостанции (абс. отм., м)	Среднемноголетнее месячное количество осадков, мм												Средне-годовое, мм
Метеостанции (абс. отм., м)	I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	Средне-годовое, мм
«Майхура» (1921)	149	145	210	208	102	28	28	14	21	92	73	136	1206
«Харамкуль» (2826)	170	169	234	210	91	27	26	10	25	105	100	171	1338
«Анзобский перевал» (3372)	43	41	60	79	62	27	33	11	13	35	29	39	472

Особенности рельефа обусловливают сложный ветровой режим. Отмечается следующая система ветров: долинные, горные и фены. Долинный ветер – обычное явление. Днем он дует по долине снизу вверх, развивается в предутренние часы, достигает максимума во второй половине дня и стихает вечером, сменяясь горным. Скорость горных ветров больше долинных. Фены – ветры, связанные с опусканием воздушных масс по склонам, наблюдается в течении всего года. Они понижают влажность воздуха на 40-50% и изменяют температуру. Продолжительность фенов – часы, сутки. При фенах происходит повышение температуры на подветренных склонах на 6-10^оС в сутки. Они способствуют исчезновению снега зимой, который расходуется на испарение. Для водораздельной части Гиссарского хребта характерны сильные ветры на протяжении всего года, они усиливаются в весенний период. Сильные, более 15 м/сек, ветры на Анзобском перевале наблюдаются 150 дней в году, преобладают ветры северного направления.

Формирование снежного покрова связано с условиями рельефа и распространением атмосферных осадков. Максимальная среднегодовая мощность снежного покрова для метеостанции «Майхура» – 153 см, «Харамкуль» – 368 см, «Анзобский перевал» – 210 см. Устойчивый снежный покров формируется, в зависимости от высотных отметок местности, в октябре-декабре и разрушается в апреле-июне. Коэффициент стаивания снега в среднем составляет 5 мм/град.сут. Запас воды в снеге при плотности 0,35 г/см³ достигает 930-1556 мм .

Высота снежного покрова увеличивается с увеличением высоты местности. Вертикальный градиент составляет 10-25 см на 100 м поднятия. Неравномерное залегание снежного покрова, повышенное значение для метеостанции «Харамкуль», которая гипсометрически находится ниже «Анзобского перевала», обусловлено метелевым переносом снега. Положение «линии 365» – нижней границы устойчивого снежного покрова в течении всего года -определяется на правом борту долины отметкой 4000 м, на левом – 3400 м. Подобная ассиметрия вызвана влиянием экспозиции склонов.

Растительный и животный мир. Растительность представлена очень широко. Преимущественно это травы высокогорных лугов, в верховьях долины – редкие можжевеловые и арчевые кустарники; повсеместно встречаются югановые заросли. Животный мир достаточно разнообразен: лисы, волки, сурки, зайцы, змеи, в том числе ядовитые, вараны, перепелки и т.д.

Экономика, население, пути сообщения. В административном отношении территория входит в состав Варзобского Хукумата Таджикистана. В ее пределах расположено 7 кишлаков. Основное занятие населения – животноводство, в меньшей степени – земледелие. Часть работоспособного населения работает на предприятиях горнорудной промышленности в Такобе, Кандаре, мраморном карьере Кабуты, угольном месторождении Сангальт, строительстве автодорожного туннеля под перевалом Уштур.

Вдоль правого борта реки Зидды проходит автомобильная дорога «Душанбе – Ходжент». Ко всем населенным пунктам и к нарзанному источнику Ходжа-Сангхок проложены грунтовые дороги. Связь с городом Душанбе, расположенном на расстоянии 65 км – сезонная, в течении 7-8 месяцев в году. В весенне-зимнее время дорога перекрыта лавинами, селевыми потоками. Многочисленные вьючные тропы связывают населенные пункты с летними пастбищами

КРАТКИЕ СВЕДЕНИЯ ОБ ИСТОРИИ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ (Ю.М.Казаков)

В конце XIX века русский путешественник В.И.Липский в долине реки Зидды посетил перевалы Кара-Тaбон, Акба-Куль, Лойля-Куль и минеральный источник Ходжа-Сангхок. Географическое описание долины с отдельными указаниями на горные породы приводится им в первом томе его обширного труда «Горная Бухара».

В 1913 году Зиддинскую долину пересек маршрутом Р.Клебельсберг, обратив внимание на присутствие в пределах территории мезозойских отложений. По представлению Р.Клебельсберга, выходы пород мезозойского возраста на территории Зиддинской долины представляют собой тектоническое окно в общей покровной структуре Гиссарского хребта.

Начиная с 1927 года, в районе Туркестанского, Зеравшанского и Гиссарского хребтов проводил исследования А.П.Марковский. Им была доказана ошибочность представлений Р.Клебельсберга относительно покровного строения Гиссарского хребта. Этим исследователем также предложена схема расчленения палеозойских пород, которая легла в основу последующих работ в области стратиграфии палеозоя Центрального Таджикистана.

В 1935 году С.К.Овчинниковым была составлена геологическая карта М 1:100000, на которой впервые было произведено расчленение мезозойско-кайнозойских отложений. Представления автора о тектонической структуре в общем плане остались актуальными до настоящего времени. Позднее, в 1940 году, им была составлена карта угольного месторождения бассейна реки Сангальт.

В 1937 году, в результате поисковых работ, Западно-Гиссарской партией были найдены рудопроявления вольфрама «Кабуты» и «Фархоба». В 1940-41г.г. А.П.Недзвецкий и А.Б.Коровкин проводили здесь геологическую съемку масштаба 1:100000. В пятидесятые годы В.П.Тихоновым и И.И.Белостоцким была составлена карта угольного месторождения «Сангальт» масштаба 1:10000.

В 1956 году вышла из печати геологическая карта масштаба 1:200000, составленная З.З.Муфтиевым и А.С.Шадчиневым. В 1957 году А.В.Авакянцем была составлена карта масштаба 1:25000 восточной части Зиддинской впадины. В 1957-1958г.г. проводились поиски и разведка фосфоритов в палеогеновых отложениях.

Большую роль в решении вопросов стратиграфии, магматизма, тектоники района в шестидесятые годы сыграли исследования С.И.Левицкого, Р.Б.Баратова, А.И.Менакова, А.А.Платонова, П.Д.Виноградова, А.Т.Тарасенко. Современные представления о расчленении стратифицированных и интрузивных образований региона сложились благодаря работам А.И.Лаврусевича, Д.А.Старшинина, В.И.Лаврусевича, Ю.А.Андреева, Г.П.Крейденкова, М.Р.Джалилова, Р.Б.Баратова, А.Х.Хасанова и др.

Различные схемы тектонического районирования Центрального Таджикистана были составлены, начиная с работ Д.В.Наливкина 1926 года, Н.М.Синицыным, И.С.Шатским, Д.П.Резвым, В.И.Огневым, В.И.Крестниковым и др. Наиболее детальной схемой тектонической зональности Гиссаро-Алая в палеозое является схема М.М.Кухтикова, опубликованная в 1968 году. Работы по неоструктурному районированию Гиссаро-Алая выполнялись А.А.Чистяковым, С.А.Несмеяновым, Н.П.Костенко, А.В.Кожевниковым, В.В.Лоскутовым и О.К.Чедия, который уделил внимание вопросам неотектоники и геоморфологии Зиддинской долины. Изучением палеосейсмодислокаций, сейсмогенных оползней и обвалов региона занимались В.С. Федоренко, В.К. Кучай, В.П. Солоненко.

В 1965 году вышла из печати геологическая карта листа масштаба 1:200000, изданная ВСЕГЕИ. Карта составлена по материалам П.Д.Виноградова, А.И Менакова, С.К.Овчинникова, А.Т.Тарасенко. В ней отражены ряд изменений в стратиграфическом расчленении отложений палеозойского возраста и представления о тектонической структуре Центрального Таджикистана.

В 1970-71г.г. проводились поиски сырья для Таджикского алюминиевого завода. В пределах Зиддинской долины в палеозойской коре выветривания были разведаны бокситоносные породы, которые, вследствие рассеянности и небольших запасов, не подлежат эксплуатационной разработке. В 1984 году была завершена комплексная геологическая съемка масштаба 1:50000 указанной территории.

Первые подробные исследования в области гидрогеологии выполнены Б.А.Бедер и Р.И.Евсеевым в 1936 году. Они посетили углекислые источники Ходжа-Сангхок и дали краткую характеристику условий выхода, дебита, температуры и содержания свободной углекислоты. В 1938 году по указанию Наркомздрава Таджикской ССР С.И.Ильиным были исследованы вышеописанные источники. Автор дает их полную физико-химическую характеристику и в заключении указывает, что по своим качествам источники группы Ходжа-Сангхок не уступают Кисловодскому нарзану.

В 1957-59г.г. в верховье реки Зидды проводились гидрогеологические работы. Установлено, что углекислые источники приурочены к тектоническому разлому и выходят двумя концентрированными группами: Ходжа-Сангхокский и Каратабонский. В 1962-63г.г. Я.Я.Сердюк производил гидрогеологические исследования в обширном районе Центрального Таджикистана и Западного Памира в масштабе 1:500000. Результатом работы явилось гидрогеологическое районирование подземных вод верхней гидродинамической зоны горной части Таджикистана.

Согласно программе Международного геологического десятилетия в 1966-1967г.г. на площади бассейна реки Варзоб проводилась гидрогеологическая съемка масштаба 1:100000. В результате проведенных работ Л.А.Шапар и Х.Разыковым была составлена гидрогеологическая карта и дана оценка подземного стока реки Варзоб. Гидрогеохимические исследования для поисков скрытого оруденения в пределах Зиддинской долины выполнялись геологическим факультетом ТГУ в 1981-1983 годах.

Инженерно-геологические исследования в републике были начаты в 1965-66 годах. До этого времени сведения об инженерной геологии касались лишь исследований для различных видов строительства. В 1965-67 годах Комплексной геологической экспедицией проведена селевая съемка бассейна реки Варзоб, в процессе которой изучены инженерно-геологические условия формирования селей и установлены границы населенных пунктов, находящихся в опасной зоне при прохождении потоков.

В связи с проектированием туннеля через Гиссарский хребет, институтом «Таджикгипротрансстрой» в 1971-1973 годах проводились инженерно-геологические исследования с применением горнопроходческих работ в районе Анзобского перевала. В 1974-79 годах на участке Зидды А.У.Аминов, Р.Шамси-Заде проводили инженерно-геологические исследования. Составлены инженерно-геологические карты, выполнены режимные и опытные работы на оползневых склонах. В это же время институтом «Таджикгипроводхоз» были начаты исследования створа каменно-набросной плотины ниже устья реки Майхура для предполагаемого Зиддинского водохранилища.

СТРАТИГРАФИЯ (Г.П.Крейденков, Ю.М.Казаков)

В геологическом строении Зиддинской долины принимают участие различные по составу и возрасту породы. В периферийных частях основная роль принадлежит отложениям палеозоя; в центральных ее частях, наряду с палеозойскими образованиями, широко развиты мезозойские и кайнозойские породы. В строении разрезов палеозойских отложений центральных и окраинных участков впадины отмечаются различия. Это находит свое отражение не только в изменении фаций и мощностей отдельных толщ, но и в полноте самих разрезов. Перерывы в осадконакоплении, прослеживаемые в одних местах, не фиксируются в других. Все это свидетельствует о том, что в пределах расматриваемой территории присутствуют различные структурно-фациальные зоны, для каждой из которых характерен свой тип разрезов. Южно-Гиссарской зоне соответствует османталинский тип разреза, Зеравшано-Гиссарской – каракульский и магианский подтипы. Границей распространения типов разрезов служит Главный Гиссарский разлом, а подтипов – Анзобский взброс.

В строении разрезов османталинского типа в пределах рассматриваемой территории принимают участие отложения силура, девона и карбона, разделенные на кабутинскую, намакзорскую, зойскую, сиаминскую, замбарскую и муринскую свиты. В магианском подтипе распространены ордовикские, силурийские, девонские и каменноугольные отложения со своим набором свит: ягнобская, шингская, кутуракская, купрукская, агбасайская, маргузорская. Каракульский подтип разреза Зеравшано-Гиссарской структурно-фациальной зоны включает отложения силура, девона и карбона. Этим возрастным подразделениям соответствуют свиты: кутуракская, купрукская, шутская, магианская, агбасайская, маргузорская, якарчинская, сангальтская, снежинская, бачаульдинская, дарахтисухрская.

На палеозойских отложениях с отчетливо выраженным угловым и стратиграфическим несогласием залегают мезозоя и кайнозоя. Породы триасового и юрского возраста отмечаются фрагментарно. Их выходы прослеживаются на левом борту реки Зидды восточнее сая Обиборик. Отложения мела, палеогена и неогена пользуются более широким распространением. Особенно это относится к породам меловой системы, выходы которых на дневную поверхность прослеживаются не только в центральных участках впадины, но и вдоль западной и восточной ее окраин. Разрезы мезозойских и кайнозойских отложений однотипны в пределах Зиддинской долины.

Палеозойская группа

Ягнобская свита (О₃–S₁jg). Возраст и стратиграфическое положение ягнобской свиты является проблематичным (Расчленение стратифицированных..., 1976). Отложения свиты, известные также под названиями «ягнобские сланцы», «габерудская свита» прослеживаются вдоль северного обрамления Зиддинской долины. Их выходы крайне редки и присутствуют лишь в виде небольших пластин, зажатых среди палеозойских карбонатных толщ. Представлена ягнобская свита зелеными и зеленовато-серыми филлитовидными, кварцево-слюдистыми сланцами, в нижней части обогащена карбонатным материалом. В верхней части свиты помимо сланцев отмечаются прослои сильно рассланцованных алевролитов, песчаников, кварцитов и эффузивов среднего и основного состава. Из этой толщи были собраны позднеордовикские ругозы Grewingkia contexta Neuman и позднеордовикские-раннесилурийские ругозы Palaeofavosites sp. Полную мощность ягнобской свиты в пределах исследуемой территории, ввиду отсутствия нормальных контактов с подстилающими и перекрывающими ее отложениями, замерить не представляется возможным. За пределами описываемой территории она составляет 600-800 м.

Шингская свита (S₁ šn) территориально прослеживается в тех же самых местах, что и ягнобская. Однако, по сравнению с последней, пользуется более широким распространением. Данная свита известна также под названием «фавозитовые слои». Это плотные, крепкие, часто тонкослоистые известняки и доломиты, нередко со значительной примесью глинистого материала. Цвет пород от светло-серого до темно-серого. В виде прослоев небольшой мощности присутствуют песчаники, кварцево-слюдистые сланцы, кварциты. В составе свиты отмечаются разнообразная фауна: Virgiana barrandei Bill, Pentamerus cf. oblongus Sow. Dalmanella neoerassa Nikif, Palaeocorolitis nivalis Lel. Entelophyllum articulatum (Wahl). Мощность шингской свиты 150-400 м.

Кутуракская свита (S_1-2kt) согласно перекрывает шингскую свиту и представлена доломитами темно-серого и серого цвета. По своей текстуре они плотные, крепкие, массивные. При ударе известняки издают специфический запах сероводорода, на свежем сколе искристые. В рельефе очень часто образуют отвесные обрывы. Среди карбонатных пород курутакской свиты отмечаются небольшие прослои и желваки кремней. Данная свита известна также под названием «амфипоровые известняки». Мощность свиты для магианского подтипа разреза 450-600 м.

Купрукская свита (S₂ kp) распространена в пределах северного обрамления долины, в приосевой части Гиссарского хребта, где она согласно залегает на отложениях кутуракской свиты. Свита представлена светло-серыми доломитизированными известняками с прослоями известняковых брекчий, доломитов, сланцев и линзами кремней. Среди остатков фауны встречаются: Tryplasma asiaticum (Nikol). Lithophyllum Sokolovi, Retzia (?) argensis Lissatrypa cauclata.,L alexadrina . Мощность свиты 300-350 м

Кабутинская свита (S-D₁ kb). Выходы пород данной свиты прослеживаются в приводораздельной части гор Санги-Навишта и Осман-Тала. Представлены мраморизованными известняки и мраморами серого, светло-серого, почти белого цвета. Встречаются как слоистые, так и массивные разности. Присутствуют также полосчатые графитизированные мраморы. Органические остатки в отложениях кабутинской свиты встречаются редко: Amphipora sp., Clathrodiction ex. gr. fastigiatum (Nich), Tryplasma sp., Farosites undulates Tchern. Мощность кабутинской свиты 500-600 м.

Хавзакская свита (D₁ hv), выходы пород которой обнажаются к северу от кишлака Камадон, в приосевой части Гиссарского хребта, где они входят в состав нерасчлененной толщи купрукско-хавзакских отложений. Представлена тонкослоистыми известняками и доломитами с прослоями аргиллитов, известняковых брекчий и кремнистых пород Фаунистические остатки: Squameofavosites bohemicus, S. аrgensis, Pachyfavosites Koslowskii, Tryplasma aeguabilis,. Мощность 150-200 м.

Шутская свита (D_1-2 št). Отложения отмечаются на северо-западе исследуемой территории, севернее кишлака Панчхок. Состав преимущественно карбонатный. Чаще всего это грубослоистые массивные известняки светлых оттенков. Изредка встречаются прослои известняковых брекчий. Отложения сопровождаются таким комплексом органических остатков как: Favosites plurimispinasis, F. Goldvussi, Fascifohyllum conglomeratum, Zeloрlasma gemmifore . Мощность свиты колеблется от 120 до 500 м.

Магианская свита (D_1-2 mg). Отложения свиты залегают на породах шутской свиты и согласно перекрываются породами агбасайской свиты. Четкие взаимоотношения наблюдаются крайне редко, поскольку в своем большинстве породы магианской свиты обнажаются в небольших по размеру блоках, ограниченных со всех сторон разрывами. Представлена свита светло-серыми и серыми органогенно-обломочными известняками. Известняки тонкослоистые и массивные, окремненные, с прослоями мергелей, песчаников, гравелитов и кремнистых пород. В нижней части разреза преобладают тонкослоистые разности известняков, в верхней – массивные. В верхней части свиты широко распространены кремнистые породы. Породы магианской свиты содержат разнообразный комплекс органических остатков: Amphipora contexta Javor., Favosites regularissimus Janet, Calceola sandalina Lam., Erbenoceras advolvens, Megastrophia uralensis, (Veru), Productella mesodevonica Nal. Мощность свиты довольно изменчива. На территории Зиддинской впадины она не прeвышает 100-150 м.

Намакзорская свита (D_1-2nm) прослеживается вдоль южного и западного обрамления Зиддинской долины. Залегает согласно на мраморах кабутинской свиты и перекрывается с размывом и несогласием вышележащими зойской и сиаминской свитами. В строении толщи принимают участие сланцы, кварцевые песчаники, мраморизованные известняки, кремнистые породы. Нижняя пачка песчано-сланцевая с прослоями вулканитов и органогенно-обломочных известняков, верхняя представлена мраморами и мраморизованными известняками с прослоями кремнистых пород и кристаллических сланцев. Возраст свиты, на основании присутствия Cuspressocrinites crassus Goldf. Mediocrinus sp. Medius jelt, Tetragonocyclinous sp, Favosites sp., и других определяется как ранний-средний девон. Мощность намакзорской свиты 600-800 м. На долю нижней пачки приходится 500-600 м, верхней – 100-200 м.

Агбасайская свита (D ag). Выходы пород данного возраста известны к северу от кишлака Панчхок, на левобережье реки Зидды и в районе перевала Акба-Куль. Контакт с нижележащими толщами у акбасайской свиты нормальный, согласный. Не исключено, что в отдельных случаях происходит частичное взаимозамещение между ними. В составе агбасайской свиты главная роль принадлежит кремнистым породам, глинистым сланцам, алевролитам и, в меньшей степени, глинистым известнякам. Цвет пород преимущественно серый. В нижней части преобладающими являются кремнистые породы, в верхней – сланцы и алевролиты

Вопрос о возрасте агбасайской свиты нельзя считать окончательно решенным. Этот стратиграфический уровень включает элементы среднедевонской фауны, но, вероятно, возраст данной толщи несколько шире. Состав органических остатков из агбасайской свиты следующий: Favosites sf. Placenta Rom., F. Aff. Goltfussi Orb.,Farabophyllum intermedium Lavrus., Pseudamplexus sp. guadripartitus Soshk., Cupressocrinites crassus Goldf. Мощность агбасайской свиты 200-500 м.

Маргузорская свита (C₁ mr) залегает с отчетливо выраженным угловым несогласием. Взаимоотношения с вышележащими слоями не всегда ясные. Лишь в районе сая Якарча отмечается внешне непрерывный разрез, что может свидетельствовать о согласном контакте маргузорской и якарчинской, свит если не для всей Каракульской подзоны, то хотя бы для данной территории. Представлена маргузорская свита толщей переслаивающихся песчаников, алевролитов и глинистых сланцев серого, буровато-серого и темно-серого цветов. Изредка выделяются маломощные прослои и линзы гравелитов, конгломератов, кремнистых пород и известняков. Последние часто присутствуют в виде обломков, переотложенных глыб. Возраст свиты определяется как ранне-каменноугольный. В общей колонке каменноугольных отложений маргузорская свита будет соответствовать турнейскому – низам визейского яруса. На раннекаменноугольный возраст указывают остатки фораминифер Endothyra cf. Primaeva Raus Tohrnayella cf. Gigantea Lip., Syringopora cf. Ramulosa Gold., Amygdalophophyllum aff. collumellare Pickett. Мощность свиты колеблется в широких пределах, но чаще всего составляет 300-400 м.

Зойская свита (C₁ zs) прослеживается на территории османталинской подзоны. Представлена свита терригенно-глинистыми и вулканогенными образованиями. В нижней части преимущественно развиты алевролиты, аргиллиты и глинистые сланцы с прослоями кварцевых песчаников и конгломератов. Все породы серого и темно-серого цвета. Изредка в виде пластов небольшой мощности присутствуют вулканиты.

В составе верхней подсвиты главная роль принадлежит зеленовато-серым, розовато-серым дацитовым и липаритовым порфирам и их туфам. Реже встречаются алевролиты и сланцы, переслаивающиеся с вулканогенными образованиями. Породы зойской свиты залегают с размывом на намакзорской свите и с размывом перекрываются вулканогенными образованиями сиаминской свиты. Возраст свиты на основании присутствия в их составе растительных остатков Micheevia cf. pulchellia, Protolepidodendron aff. arborescens Gze определяется как ранний карбон. Мощность зойской свиты 400-600 м.

Якарчинская свита (C₁ jak) прослеживается в каракульской подзоне в районе сая Якарча. Характерной особенностью якарчинской свиты является ее пестрый литологический состав. Здесь встречаются сланцы, алевролиты, аргиллиты песчаники, конгломераты, известняки серого, буровато-серого, красновато-коричневого и темно-серого цветов.

В составе нижней части свиты главная роль принадлежит крупногалечным полимиктовым конгломератам красно-бурого цвета, зеленовато-серым разнозернистым песчаникам, алевролитам и аргиллитам. Отмечаются также прослои водорослевых известняков. Верхняя часть разреза якарчинской свиты представлена углисто-глинистыми сланцами, разнозернистыми песчаниками, алевролитами и разнообразными известняками. Среди последних выделяются толстослоистые органогенно-детритусовые и водорослевые разности. Породы якарчинской свиты содержат большое количество разнообразных органических остатков Plectigyra omphalota, Productus mirus Fred., Spirifer cf. Gamma Smich, Striatifera striata Fisch., Lithostrotion irregulare Fill. Мощность нижней подсвиты порядка 300 м, верхней – 150 м. Общая мощность якарчинской свиты около 400-500 м.

Сангальтская свита (C₁ sg) свое название получила по левому притоку реки Зидды. Это плотные, крепкие, массивно-слоистые известняки белого, светло-серого и розовато-белого цветов. Широко распространены органогенные и оолитовые разности. В рельефе отложения сангальтской свиты, как правило, образуют отвесные обрывы. Контакты с нижележащими и вышележащими отложениями у сангальтской свиты согласные. Остатки фауны многочислены и представлены фораминиферами, брахиоподами и кораллами Eostafella mosquensis Viss., Striatifera striata Fisch., Productus concinnus Sow., Gigantoproductus latissimus Sow., Schizophoria resupina Mart. Мощность свиты 100-150 м.

Сиаминская свита (C₁sm) прослеживается в горах Осман-Тала и Санги-Навишта. На подстилающих отложениях вулканогенно-терригенные образования сиаминской свиты залегают с размывом. Представлена свита толщей переслаивающихся вулканогенных пород с осадочными образованиями. Нижняя подсвита сложена, в основном, лавами, туфолавами, лавобрекчиями, кварцевыми и дацитовыми порфирами, андезито-дацитами. В виде прослоев присутствуют сланцы, роговики, песчаники, известняки. Последние включают остатки Siringopora reticulata Goldf., Megachonetes сf. Papielbonacea Phill., Gigantoproductus of Januschevskii. Мощность подсвиты 300-1000 м.

Средняя подсвита в нижней своей части представлена частым чередованием алевролитов, песчаников, сланцев, кварцевых порфиритов, липаратов, тонкослоистых органогенных известняков. Верхи подсвиты почти нацело сложены мраморизованными органогенными, преимущественно криноидными известняками. Среди карбонатных пород встречаются прослои алевролитов и песчаников серого цвета. Остатки фауны многочислены и разнообразны: Litostrotion ex. gr. junceum Flem., Diphyphyllum aff. ingeus Hill., Syringopora ex.gr. ramulosa Fom., Gigantoproductus sp., Eostaffella tyimassensis Viss., Plectogyra cf. rechiformis Bog. cf. Juf., Tetrataxis cf. conica Ehrenb. Мощность подсвиты 300-600 м.

Верхняя подсвита выражена чередованием сланцев, алевролитов, кремнистых пород, альбитофиров, кварцевых порфиров и их туфов, андезитов, известняков. Последние встречаются в виде прослоев небольшой мощности. К ним, как правило, приурочены остатки ругоз. Мощность подсвиты 400-650 м.

Снежинская свита (С_1-2 sn) основное развитие получает в среднем течении реки Зидды в районе устья реки Сангальт и по саю Якарча. Ассоциирует, как правило, с сангальтскими известняками, с которыми связана постепенными переходами. Состав свиты, точно также как и подстилающих отложений, карбонатный. Представлена серыми и темно-серыми тонкоплитчатыми известняками с желваками и линзами кремней черного цвета. Изредка встречаются прослои известняков более светлой окраски. Известняки включают остатки фораминифер и брахиопод Spirifer bisulcatus Sow., Eostafella pseudostruvei Raus. et Bel., Pseudostaffella antiqua, Bradyina cribrostomata Raus. et Bel. Мощность свиты 70-100 м.

Бaчаульдинская свита (C₂ bč) прослеживается по левому и правому бортам реки Зидды, где нередко образует отвесные, труднопроходимые обрывы. Состав свиты довольно разнообразный: известняки, известняковые конгломераты, конгломерато-брекчии, известняковые песчаники с прослоями, линзами и желваками кремней, линзами бокситов и бокситоподобных пород. Главная роль принадлежит карбонатным отложениям, среди которых выделяются оолитовые, водорослевые, обломочно-детритовые. По своему сложению они грубослоистые, массивные, тонкоплитчатые, брекчиевидные и косослоистые. Цвет пород меняется от светло-серого до темно-серого.

Одной из характерных особенностей бачаульдинской свиты является присутствие в ее составе конгломератов, галька которых почти нацело состоит из карбонатных пород. Грубообломочные породы встречаются, в основном, в нижней и в вверхней частях разреза. На уровне бачаульдинской свиты отмечаются разнообразные фаунистические остатки: Pseudostaffella antiqua Ditk., Verella varsonofievre Dalm., Eofusilina ex. gr. Triangula Raus et Bel., Pulocofusulina subtillisima Putr, Profusulinella primitiva Sosn., Eostaffella kashirica Raus., Donezella lutugini Masl. Beresella erecta Masl. Et Kul. На подстилающих отложениях она залегает с размывом. Контакт с вышележащей дарахтисурхской свитой несогласный. Мощность свиты около 400 м.

Замбарская свита (C₂ zm) распространена в османталинской подзоне. Залегает с размывом и несогласием на сиаминской свите. Представлена известняками, сланцами, алевролитами, песчаниками, конгломератами, прослоями и линзами кремней. Нижняя подсвита преимущественно карбонатная. Основная роль в ее составе принадлежит органогенно-детритовым известнякам, среди которых выделяются прослои и линзы кремнистых пород, песчаников, гравелитов и конгломератов. В известняках встречаются редкие Dynophyllum diphyplloides Fom., Chaeretes ex.gr. radians Fish. Мощность нижней подсвиты 50-100 м. В строении верхней подсвиты принимают участие сланцы, алевролиты и песчаники. Карбонатные породы на этом уровне отмечаются крайне редко и, как правило, в виде прослоев небольшой мощности. Остатков фауны не обнаружено. Мощность верхней подсвиты 60-100 м.

Муринская свита (C_2-3 mr) прослеживается в пределах османталинской подзоны вдоль западной части Зиддинской долины. Это типичный трехкомпонентный флиш, состоящий из ритмично чередующихся пластов песчаников, алевролитов и аргиллитов темно-серого цвета. В основании толщи выделяется прослой базальных конгломератов с галькой различных интрузивных пород. Флишевая толща в значительной степени метаморфизована. Мощность свиты 1000-1100 м.

Дарахтисурхская свита (C_2-3dh). На территории долины выходы пород данного возраста отмечаются всего лишь в трех пунктах – при входе в ущелье реки Зидды, по саю Обиборик и в верховьях реки Зидды. Представлены алевролитами, песчаниками, гравелитами и конгломератами серого и темно-серого цвета. По саю Обиборик породы свиты пересечены дайками порфиритов серого и темно-зеленого цвета. Породы дарахтисурской свиты на подстилающих отложениях залегают с отчетливо видимым размывом. В пределах Зиддинской впадины остатки фауны в дарахтисурхской свите отмечаются крайне редко, имеются лишь две формы, обнаруженые в долине Обиборик: Vinellacometa sp., Profusulinella sp. Мощность отложений 50-100 м.

Мезозойская группа

Триасовая система (Т?). Условно к триасовой системе отнесена толща бокситов и бокситоподобных пород, прослеживающихся в долинах рек Сангальт, Обиборик и представляющих собой типичную кору выветривания, а также отдельные покровы дацитовых порфиров и их туфов.Наиболее полный разрез этих отложений установлен на водоразделе правого борта реки Сангальт, где сохранились следы разведочных канав. Эти породы залегают с угловым несогласием на подстилающих толщах известняков палеозоя, в понижениях доюрского рельефа и перекрываются с размывом юрскими образованиями. Мощность этих отложений достигает 5-10 м.

Юрская система. Отложения юрской системы известны в долине реки Сангальт и восточнее, а также на водораздельной части правого борта реки Ахрут. Представлены конгломератами, гравелитами, песчаниками, алевролитами, углисто-глинистыми сланцами и линзами углей. В распределении пород по разрезу нет четкой закономерности. Тем не менее, отмечается, что грубозернистые образования тяготеют к нижней толще, а тонкозернистые – к верхней. Выделены фанская и кштутская свиты.

Фанская свита (J₁ fn) залегает с отчетливо выраженным угловым несогласием или на отложениях триаса, или на известниках карбона. В нижней своей части свита представлена переслаиванием гравелитов, конгломератов и песчаников. Последние включают зерна гравия и гальку. Ближе к верхам разреза состав пород становится более тонкозернистым. Развиты серо-цветные алевролиты и песчаники. Отмечаются растительные остатки. Мощность свиты 15-25 метров.

Кштутская свита (J_1-2kš) сменяет вверх по разрезу фанскую свиту. Контакт согласный. Представлена светло-серыми песчаниками, зеленовато-серыми и серыми алевролитами, темно-серыми аргиллитами и углисто-глинистыми сланцами с прослоями углей. Мощность кштутской свиты 25-30 м.

Меловая система. В меловых отложениях представлены нижний и верхний отделы. Нижний отдел сложен, в основном, красноцветными континентальными образованиями, верхний – морскими. Меловые отложения широко распространены на обеих бортах долины реки Зидды

Кызылташская свита (К₁ ks) представлена гравийно-галечными отложениями и песчаниками. В нижней части разреза основное распространение получают конгломераты и гравелиты, в верхней – песчаники. Конгломераты неотсортированные, буровато-коричневого цвета. Помимо известняков, отмечается галька кварца, кремнистых и магматических пород. Цемент глинисто-железистый, с примесью карбонатного материала. Свита характеризуется характерной буровато-коричневой окраской. На подстилающих отложениях толща залегает с отчетливо выраженным угловым стратиграфическим несогласием. Остатки фауны в отложениях данной толщи не обнаружены. Мощность свиты 30-35 м.

Окузбулакская свита (K₁ ok) на подстилающих отложениях залегает без видимых следов размыва. Представлена толщей переслаивающихся глин, алевролитов и песчаников красновато-коричневого цвета. Породы связаны постепенными переходами. Часто отмечаются песчанистые глины, глинистые алевролиты, тонкозернистые глинистые песчаники. В нижней части красноцветной толщи прослеживается пласт песчаника зеленовато-серого цвета. Фаунистических остатков в составе окузбулакской свиты не обнаружено. Мощность окузбулакской свиты 26-30 м.

Аксуйская свита (K₁ as) характеризуется двучленным строением. В нижней части свиты преобладающее развитие получают серые и буровато-серые песчаники, в верхней – глины коричневого цвета. В основании песчанистой пачки выделяется пласт гравелитов мощностью в 3 м. Далее следуют гравийные песчаники серого цвета. Верхи пачки сложены переслаивающимися песчаниками и алевролитами серого, коричневато-серого и коричневого цвета. Верхняя пачка отличается почти исключительно глинистым составом, изредка прослеживаются прослои алевролитов. Ближе к кровле этой пачки выделяется пласт песчаников серого цвета. Контакт пород аксуйской свиты с подстилающими отложениями согласный, но участками отмечаются небольшие размывы. Мощность аксуйской свиты 55-57 м.

Каракузская свита (K₁ кr) в пределах Зиддинской долины имеет трехчленное строение. Нижняя пачка представлена скрыто-кристаллическими светло-серыми и белыми доломитизированными известняками и песчаниками серого цвета. Песчаники включают зерна гравия и гальку, створки Exogyra latissima Lam. ядра Nucula pectinata caucasica Mordv., Trigonia spinosa Sow. Мощность нижней пачки около 6 м. На долю известняков приходится 4,5-5,5 м. Главная роль в средней пачке принадлежит глинам серого и зеленовато-серого цвета. В глинах присутствуют обломки и целые ядра аммонитов. Мощность средней пачки 10-12 м. Верхняя пачка представлена органогенно-детритовыми разностями известняков, обогащенных песчаным материалом. В качестве прослоев в верхней карбонатной пачке присутствуют зеленовато-серые алевролитовые глины. Мощность верхней пачки 2-3 м. Общая мощность каракузской свиты 17-20 м.

Мингбатманская свита (K₁ mn) – это довольно однообразная толща красновато-коричневых глин, переслаивающихся с бурыми алевролитами и песчаниками. Глины и алевролиты преобладают. Породы неплотные, легко поддающиеся выветриванию. Склоны, сложенные этими породами, как правило, задернованы. Фауна отсутствует. Мощность свиты 26-27 м.

Бабатагская свита (K₁ bb) характеризуется пестрым литологическим составом. Представлена серыми и зеленовато-серыми разнозернистыми песчаниками, равномерно переслаивающимися серыми и буровато-коричневыми песчано-алевролитовыми глинами. В нижней части толщи выделяются пласты песчанистых органогенно-обломочных известняков, содержащих зерна гравия, гальку и створки устриц Exogyra alaeformis Mirk., E. cf. localis subtypica Mordv. Мощность свиты 23-25 м.

Аккапчигайская свита (K₁ ak) сложена глинами и алевролитами красновато-бурого и зеленовато-серого цвета. Преобладают бурые разности. И глины, и алевролиты обогащены песчаным материалом. Мощность свиты до 20 м.

Бешкапинская свита (K₁ bš). В составе свиты выделяются светло-серые песчанистые известняки, переходящие в известковистые песчаники. В известняках отмечаются единичные зерна и скопления гравийного материала. Встречаются также обломки, реже, целые раковины устриц очень плохой сохранности. В песчанистых известняках встречены Oligoptyxis aralensis Pcel. В средней части песчано-известковой толщи выделяются пласты коричневато-серых слабо песчанистых глин. Мощность бешкапинской свиты 15 м.

Дуобакская свита (K₂ db) прослеживается в виде узких прерывистых полос на правом и левом бортах реки Зидды. С нижележащими отложениями контактируют нормально. Свита сложена разнозернистыми песчаниками серого и светло-серого цвета, среди которых отмечается прослои песчанистых известняков. Мощность свиты 18-19 м.

Харангонская свита (K₂ hr) представлена красновато-бурыми алевролитами с прослоями коричневато-серых песчаников и сильно песчанистых глин. Мощность свиты 21-22 м.

Тагаринская свита (K₂ tg). Основная роль в составе свиты принадлежит песчаникам. Это средней плотности отчетливо слоистые породы, мелкозернистые и разнозернистые, с зернами гравия и остатками устриц и гастропод. Песчаники местами замещаются песчанистыми известняками, мощность прослоев которых не превышает 1-3 м. В верхней части разреза преобладают именно эти породы. Из остатков фауны определены: Actaeonella pcelincevi Djal., Oligoptixis gissarensis Pcel. Мощность свиты 46м

Янгилыкская свита (K₂ jan). В основании свиты выделяется пласт песчанистого органогенно-детритового известняка (10 м). Выше располагается толща темно-серых глин с прослоями светло-серых и желтовато-серых известняков, переполненных раковинами и ядрами: Rhynchostreon columbum Lam., Liostrea cf. Oxiana Rom. Здесь же были обнаружены обломки аммонита (Calycoceras cf. nowboldi). В песчаниках присутствуют в плохой сохранности остатки брахиопод и гастропод. Мощность свиты 22-23 м.

Шаргуньская свита (K₂ sr) обнажается, в основном, на правом борту реки Зидды, хотя фрагменты этой свиты можно наблюдать и в верховьях сая Обиборик. Представлена темно-серыми карбонатными глинами с единичными тонкими прослоями мергелей. В одном из таких прослоев обнаружены редкие Costeina cf. Kagitangensis (Bobk). Видимая мощность свиты 24 м.

Дасгирякская и сангардакская свиты (K₂ ds-sr). Разообщенные выходы отмечаются к югу от родника Ходжа-Сангхок. По составу это серые и темно-серые глины с прослоями алевролитов и мергелей. В верхней части глины преобретают пеструю окраску. К данному уровню следует относить пачку переслаивающихся темно-серых глин, плитчатых алевролитов и известняков, обнажающихся к югу от Анзобского взброса севернее кишлаков Камадон и Зидды. Предположительная мощность объединенных дасгирякской и сагардакской свит 35 м.

Нилюсская свита (K₂ nl) обнажается по правому борту реки Лябикуль, где контактирует по разрыву с пестроцветной акбулакской свитой. Представлена цветной толщей, в составе которой выделяются глины, алевролиты, песчаники и известняки, которые имеют примесь песчаного материала. В песчаниках и песчанистых известняках отмечаются многочисленные створки устриц Liostrea rouvillei Cog Jurostrea turkestanesis Bobk, ядра гастропод, пелеципод, морских ежей и брахиопод. Видимая мощность обнажающейся части свиты 20-25 м.

Курукская свита (K₂ kr). Контакт с нижележащей нилюской свитой неясный, но скорее всего согласный. Обнажается на правом борту реки Зидды в районе кишлака Камадон и в других пунктах. Свита представлена песчаниками серого и зеленовато-серого цвета. Песчаники плотные, крепкие, отчетливо-слоистые, изредка содержат зерна гравия и обломки неопределимых устриц. Полная мощность свиты около 15 м.

Акбулакская свита (K₂ ak) пользуется широким распространением на правом борту реки Зидды. Выходы отложений данного возраста отмечаются у кишлаков Камадон, Зидды, Намазга, Коктеппа и восточнее родника Ходжа-Сангхок. В одних случаях – это довольно протяженные полосы с нормальными взаимоотношениями подстилающих и перекрывающих пород, в других – тектонические клинья, в которых породы акбулакской свиты смяты в складки, перетерты и интенсивно раздроблены. В строении свиты участвуют красно-коричневые, коричневато-серые, серые, зеленые, желтовато-серые глины и алевролиты с прослоями и линзами белых и розовато-белых гипсов. Ближе к кровле пачки преобладают глины. В нижней и средней частях пачки часто присутствуют прослои песчаных пород. Мощность акбулакской свиты 25-30 м.

Кампанский ярус (K₂ km) в пределах Зиддинской долины сложен незначительной по мощности пачкой светло-серых и серых алевролитов и глин с прослоями песчаников того же цвета. Ближе к кровле этой пачки выделяется пласт известняка-устричника, состоящего из раковин Gryphaea vesicularis Lam. Exogyra overwegi Buch. Мощность кампанского яруса по саю Обишур составляет 7 м.

Маастрихтский ярус (K₂ m). Отложения в виде небольших прерывистых полос развиты вдоль правого борта реки Зидды от кишлака Камадон – на западе, до перевала Акба-Куль – на востоке. К маастрихтскому ярусу относится незначительная по мощности пачка песчано-карбонатных пород, состоящая из взаимозамещающихся известняков и известковистых песчаников. Породы серого и зеленовато-серого цвета. Известняки содержат большое количество разнообразных органических остатков. Чаще всего это устрицы: Amphydonta pyrenaica. Встречаются также Corditas sp., Cnlamejs sp., Panope sp. и рудисты, достигающие крупных размеров. Мощность маастрихтского яруса 6-10 м.

Кайнозойская группа

Палеогеновая система. Отложения палеоцена и эоцена распространены только на правом борту реки Зидды. Породы олигоценового возраста встречаются значительно реже, что обусловлено частичным их срезанием по линии Анзобского взброса.

Акджарские слои (Р₁ ak). Данному стратиграфическому уровню соответствует 10-15 сантиметровый прослой темно-серых, коричневых, часто пятнистых глин, раздробленных и обохренных. Отложения характеризуются повышенным содержанием Al₂O₃, на основании чего можно предположить, что это остатки коры выветривания.

Бухарские слои (Р1 bh) подразделяются на две части. Нижняя пачка сложена толщей белых известняков и доломитов мощностью 25-30 м. Породы плотные, крепкие, массивные и грубослоистые. В рельефе образуют четкие гряды и карнизы. Среди известняков выделяются тонкозернистые, водорослевые оолитовые и глинистые разности. Фауна: Cardita minitula Rom., Corbula biangualata Desh., Nummulites fraasi Harpe. Верхняя пачка представлена голубовато-серыми и серыми мергелями, грубослоистыми в нижней части и тонкослоистыми в верхней. На известняках данная пачка залегает с небольшим размывом. Мощность мергелей 4-6 м.

Сузакские слои (Р₂ sz). Глины серые и темно-серые с характерным зеленоватым оттенком. В нижней половине глинистой толщи преобладают более темные бескарбонатные или слабокарбонатные разности. На этом же уровне к северу от кишлака Намазга во врезе автодороги был установлен полутораметровый прослой горючих сланцев. В районе перевала Лойля-Куль в верхней части разреза, наряду с глинами, присутствуют алевролиты. Глины сузакских слоев содержат многочисленную и разнообразную фауну. Здесь встречаются: Ostrea hemiglobosa Rom., Nemocardium vateleti Dech. Discorbis ferganensis. Мощность сузакских слоев 60 -70 м.

Алайские слои (Р₂ al). В составе алайских слоев выделяется три пачки. Начинается разрез зеленовато-серыми и желтовато-серыми карбонатными глинами, среди которых выделяются прослои мергелей и известняков-ракушечников, переполненных раковинами и ядрами: Ostrea mullicostata Dech., Licina consobrina Dech., Turritella soluni Liv. Выше по разрезу – доломиты, известняки белого и светло-серого цвета с Cultellus grignonensiformes Kach., Curbula exaratacformes Kach., Pitar sulcataria Dech., Modiolus sp. Мощность нижней пачки 21-26 м.

Состав средней пачки: глины, песчаники, мергели, доломиты. На западе преобладают карбонатно-глинистые и песчаные отложения с мелкими зернами фосфоритов и фосфоритизированными ядрами пелеципод, гастропод. В карбонатных прослоях встречаются редкие Ostrea turkestanensis Rom. Верхняя часть разреза сложена мергелями и глинами зеленовато-серого цвета. Глины преобладают. Мощность верхней пачки 3-7 м. Общая мощность алайских слоев 35-45 м.

Туркестанские слои (Р₂ tr) представлены глинами и алевролитами серого и зеленовато-серого цвета. В глинах нередко присутствуют крупные Fatina esterhazyi Rak, a также Corbula ficus Sol., Chamys violovi Korob. Мощность туркестанских слоев 4-10 м.

Риштанские слои (Р₂ rŠ) отмечаются только в районе перевала Акба-Куль. Сложены алевролитами и песчаниками серого и зеленовато-серого цвета. В составе песчано-алевролитовой пачки отмечается галька кварца, кремнистых пород. Мощность риштанских слоев 0,3 м.

Исфаринские-ханабадские слои (Р₂ is-hn) представлены глинами, алевролитами зеленовато-серого цвета. Глины преобладают. Алевролиты присутствуют в виде прослоев небольшой мощности. На 4 метре от подошвы исфаринско-ханабадской глинистой толщи выделяется прослой желтовато-серых бентонитовых глин. Ниже этого прослоя глины бескарбонатные, выше – карбонатные. Глины и алевролиты исфаринско-ханабадских слоев в районе перевала Акба-Куль содержат разнообразные фаунистические остатки Nucula aralensis Lik. Nemocardi. Мощность исфаринско-ханабадских слоев 14 м.

Шурысайские слои (Р₃ šs) залегает с размывом на подстилающих отложениях. Представлены толщей переслаивающихся красноцветных песчаников, алевролитов и глин. Песчаники преобладают. Глины присутствуют в виде трехметрового прослоя в средней части толщи. Ближе к кровле шурысайских слоев среди песчаников появляются гравийные зерна и мелкая галька кварца. Мощность шурысайских слоев 25 м.

Неогеновая система.Отложения неогенового возраста прослеживаются вдоль правого борта реки Зидды. Особенно широкое распространение они получают к северу от кишлаков Зидды и Камадон и в районе родника Ходжа-Сангхок. Неогеновые отложения Зиддинской долины имеют двухчленное строение.

Завронская свита (N₁ zv) представлена песчаниками с редкими прослоями алевролитов и сильно песчанистых глин. Ближе к кровле песчаной толщи появляются прослои и линзы гравелитов и мелкогалечных конгломератов. Мощность свиты до 150 м.

Гузарской свите (N₂ gz) соответствует толща розовато-бурых обломочных пород, представленных песчаниками, гравелитами, конгломератами. Состав гальки конгломератов и гравелитов характеризуется большим разнообразием. Много кварца, кремнистых пород. Встречаются обломки гранитоидов, сланцев. Но наибольшее распространение получают разнообразные известняки, среди которых есть обломки с фауной силура, девона и карбона. Мощность свиты около 20 м.

ЧЕТВЕРТИЧНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ (Ю.М.Казаков)

Среди главных особенностей четвертичных отложений следует отметить повсеместность их распространения, изменчивость мощности по простиранию, континентальность фаций, малую связность и большой спектр генетических типов. Ниже приводится характеристика основных генетических типов четвертичных отложений Зиддинской долины.

Аллювиальные отложения. Останцы 40 – 50 метровой цокольной позднеплейстоценовой террасы, сложенные галечниками, валунами с гравийно-песчаным заполнителем, сохранились на правом борту восточнее устья реки Якарчи и в районе устья реки Мушвардара. Аллювий голоценового возраста слагает пойму, первую надпойменную террасу, высота которой в среднем течении до 10 метров. В крупных притоках отдельные фрагменты надпойменной террасы фиксируются только в приустьевых частях По составу это преимущественно галечники с отдельными валунами, прослоями и линзами разнозернистых полимиктовых песков. По данным бурения в районе устья реки Зидды и в пределах лагеря геологического факультета, мощность аллювиальных отложений вблизи русла достигает 100 и 60 метров соответственно. Наличие в разрезе на различных глубинах 2-5 метровых прослоев глин позволяет предполагать, что в целом эта толща формировалась в условиях затрудненного стока.

Пролювиальные отложения слагают конуса выносов боковых притоков первого и второго порядка. Во врезах иногда отмечается наличие наклонной слоистости. Представлены щебенкой, дресвой, реже глыбами известняков, сланцев, песчаников, гипсов с суглинистым заполнителем. Довольно пестрый состав обломков обусловлен тем, что области питания и транзита селевых потоков часто расположены в различных комплексах пород. Часто, когда в движение вовлекаются аллювиальные и моренные отложения, конуса выносов сложены галечниками и валунами. Мощность пролювиальных отложений достигает 5-10 метров.

Озерные отложения имеют ограниченное распространение, встречаясь в нижнем и среднем течении реки Зидды и реже в боковых притоках. Их формирование связано с перемычками обвального, оползневого, селевого и моренного происхождения. Наиболее древними являются деформированные озерные глины мощностью до 3-5 метров, сохранившиеся на плече среднеплейстоценового трога главной долины в верховьях правого притока Фиснау, вблизи летовки. Их образование, видимо, следует связывать с моренными озерами среднеплейстоценового процесса оледенения долины, а последующие деформации, либо как следствие активизации рядом расположенного активного Анзобского разлома, либо как результат смещения крупных скальных массивов в прибрежной части озера.

При перекрытиях реки, в условиях крутого уклона русла, чаши озер сравнительно быстро заполнялись глинистым и песчано-глинистым материалом. По периферии водоема отмечается погрубение материала с преобладанием песчано-гравийных, галечниковых, а в прибрежных участках и щебнистых фракций. При переливе через гребень плотины эти осадки перекрывались аллювием. Эта закономерность четко прослеживается для позднеплейстоценового озера, запруда которого была ниже слияния рек Зидды и Майхура. По крайней мере, в трех пунктах достоверно устанавливаются фрагменты озерных отложений этого перекрытия. Представленные глинами, они сохранились на левом борту реки Мушвардара в ее приустьевой части; галечники,щебенка с прослоями глин вскрыты во врезе автодороги над кишлаком Зидды; тонкозернистые слоистые пески слагают холм на юго-восточной окраине кишлака Камадон. Присутствие глыбового материала в разрезе привершинной части этого холма объясняется наличием погребенной древней искусственной кладки, частично вскрытой эрозией на восточной стороне. Голоценовые озерные накопления, перекрытые аллювиальными галечниками, отмечаются во врезе реки Зидды напротив кишлака Обихирф и в районе устья сая Обиборик, где отчетливо видно, что аллювий поймы вложен в озерные глины.

Ледниковые отложения представлены моренами среднеплейстоценового, позднеплейстоценового и голоценового оледенения. К моренам среднего плейстоцена отнесены светло-серые с голубоватым оттенком плотные перетертые обломки сланцевых, карбонатных пород, брекчии палеозойских известняков, сланцев. Эти отложения встречаются преимущественно на правом борту реки Зидды, где они перекрывают платформенный комплекс пород. Это обломки сланцев в районе кишлаков Коктеппа, Насрут; брекчии правого борта реки Обишур и в верховьях реки Якарча. На западе, напротив мраморного карьера, видимо, эта морена пломбирует переуглубленное здесь русло реки Варзоб. Наличие толщ сцементированного cлабоокатанного материала в основании разреза брекчий на правом борту реки Обишур и напротив кишлака Панчхок, связано с флювиогляциальными процессами среднеплейстоценового оледенения.

Морены позднего плейстоцена сохранились преимущественно в долинах левых притоков реки Зидды на высоте 60-70 м над руслом. Это сцементированные карбонатно-глинистым цементом обломки палеозойских пород. Характерные цокольные уступы этих морен встречаются в долинах рек Ахрут, Мазорак. В среднем течении реки Сангальт можно наблюдать плечи трогов этого оледенения, выработанные в прочных породах палеозойского возраста.

Голоценовые морены развиты преимущественно на северных склонах гор Санги-Навишта и Осман-Тала выше уровня 2500 м и в верховьях реки Зидды. Сформированные в условиях карового оледенения, морены имеют четкое геоморфологическое выражение с характерными признаками течения. Между грядой конечной морены и языком ледника расположена маломощная основная морена длиной в десятки, реже в сотни метров. Образующиеся понижения часто являются ложем горного озера. Представлены морены бугристыми, незадернованными нагромождениями глыб диаметром 1-5 метров с крупнощебнистыми заполнителем. Ниже конечной морены ледниковые отложения через флювиогляциальные переходят в аллювий русловой и пойменной части рек. В верхних частях, у склонов, они сопрягаются с осыпными, реже, пролювиальными образованиями.

Осыпные и обвально-осыпные отложения. Осыпные накопления являются продуктом основного склоноформирующего процесса. Приурочены к нижним и средним частям крутых склонов. В зоне интенсивного вреза, там где кора выветривания не успела образоваться, преобладают обвально-осыпные. В плане отчетливо выделяются в виде конусов, которые, сливаясь, образуют осыпные шлейфы. Отличительной чертой этих отложений является их сортировка по грансоставу и закономерные изменения снизу вверх мощности и крутизны поверхности.

Проблематичным является генезис и возраст сероцветных. брекчий, сложенных обломками палеозойских пород, перекрывающих вершину антиклинальной складки неогеновых отложений в верховьях реки Лябикуль. Их гипсометрическое положение — превышение около 300 метров относительно среднеплейстоценового днища долины, морфологическая обособленность и приуроченность к верхнему ярусу рельефа — позволяет предполагать, что это наиболее древние, возможно раннеплейстоценовые, склоновые отложения.

В зоне особого термического режима и условий увлажнения в осыпях с большим содержанием песчано-пылеватой фракции можно наблюдать отчетливую слоистость. На склонах крутизной менее 30^о осыпи, как правило, неподвижны и задернованы. При крутизне свыше 30-35^о они находятся в стадии формирования. В ледниковых цирках осыпи являются основным компонентом морен. Здесь в их разрезе встречаются погребенные линзы льда. Осыпи, содержащие песчано-глинистые фракции и расположенные вблизи обводненных приразломных зон, дополнительно увлажняются подземными водами, что приводит к нарушению их устойчивости. Образуется характерная ступенчатая поверхность с западинами, например, в верховьях реки Обишур и севернее кишлака Коктеппа.

Оползневые отложения имеют весьма широкое распространение. В рельефе они образуют характерную бугристую ступенчатую поверхность, ограниченную в верхней части склона стенкой срыва. Для сейсмогенных оползней, развитых в палеозойских толщах, характерно сохранение структурного единства массива при смещении. Таким, например, является грандиозный оползень объемом около 1 км³ в районе Анзобского перевала, сложенный сланцевым и карбонатным комплексом палеозоя. Крупным является оползень северо-западнее учебного полигона на правом борту реки Обишур, где в смещенном массиве отмечается некоторое запрокидывание к северу слоев палеогена. Там, где породы бронируют склон — левый борт реки Зидды между притоками Ахрут и Обиборик — при смещении массива происходит надвигание отдельных пакетов друг на друга, их торошение. Оползневые накопления в глинистых образованиях развиты в пределах территории, сложенной мезозойско-кайнозойским комплексом. Представлены суглинистым материалом с включениями щебня, отдельных глыб, с характерными трещинами и западинами на поверхности.

Делювиальные отложения, являясь продуктом плоскостного смыва коры выветривания, залегают в приводораздельных частях и на фрагментах склонов различного возраста крутизной 20-35^о. По составу это супеси, суглинки с включением мелкой щебенки. Мощность накоплений 1-3 м. В высокогорной зоне, в условиях нивального климата, на относительно пологих (2-8^о) склонах в результате сезонного и суточного перехода температуры через 0^о формируются солифлюкционные образования. Представлены суглинисто-песчаным материалом с включениями щебня. Для них характерно наличие следов течения, неясная слоистость. Встречаются в районе Анзобского перевала и в восточной части долины. Мощность отложений 0,5-1 м.

Лавинные образования формируются при сходе лавин и вовлечении ими в движение осыпных накоплений. В геоморфологическом отношении они выполняют характерные пологие конуса выносов, переслаиваясь с пролювиальными. Основным диагностическим признаком этих отложений является, помимо наличия хорошо выраженного в рельефе лавиносбора и лавинных логов, рыхлое сложение, неустойчивое залегание отдельных обломков, спроектированных на дневную поверхность при стаивании снега.

Хемогенные отложения. К этому типу относятся травертины, распространенные преимущественно в районе нарзанного источника Ходжа-Сангхок, в верховьях реки Обишур и у кишлака Панчхок. За пределами Зиддинской впадины они встречаются также на северном склоне Гиссарского хребта.

Отложения источника Ходжа-Сангхок залегают с наклоном слоев в сторону реки, образуя бронированный склон. Отчетливо выделяются 2 генерации: древняя, вероятно, среднеголоценовая и современная, возраст которой (Марков и др, 1978) оценивается в 700 лет. Первая, в виде 10 метровой пачки плотных известковистых туфов с включениями большого количества щебня и дресвы, залегает непосредственно на осыпях раннего голоцена. Вторая генерация приурочена к выходу действующего источника, характеризуется бугристой поверхностью типа стиральной доски. Сложена рыхлыми светло-серыми и светло-коричневыми породами с большим содержанием пылевато-глинистых фракций. В составе слагающих минералов преобладают кальцит, магнезит и нерастворимый осадок. Мощность этой генерации 1,5 м.

МАГМАТИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ (А.Х.Хасанов)

Магматические породы в Зиддинской впадине имеют незначительное развитие. Они являются составной частью магматических образований южного склона Гиссарского хребта. Магматические процессы в рассматриваемом регионе, включая Зиддинскую впадину, начинаются подводными излияниями средних и основных лав, приведших к формированию маломощных межпластовых тел разнообразных порфиритов, диабазов, спиллитов и их туфов, переслаивающихся с силурийскими песчаниками, алевролитами и сланцами. Под воздействием регионального метаморфизма они превращены в породы типа зеленых сланцев и исходный состав пород устанавливается в результате тщательных наблюдений. Подводный вулканический процесс в регионе имел место также в раннем и среднем карбоне, когда образовалась мощная толща (более 2000м) основных и средних эффузивов, перекрывающая массивные толстослоистые известняки нижнего карбона (визе) и содержащая, в свою очередь, прослои глинисто-кремнистых сланцев, песчаников и известняков с гониатитами намюра.

Позднее в середине среднего карбона происходили интенсивные тектонические складчатые движения, приведшие к образованию крупных складок, осложненных разрывными нарушениями. Тектонические процессы сопровождаются бурной интрузивной деятельностью и формированием многочисленных гранитоидных массивов. Наибольшее развитие гранитоидов отмечается в Южно-Гиссарской зоне, прилегающей с юга к Зиддинской впадине; непосредственно в ее пределах они представлены несколькими небольшими интрузивными массивами гранитоидов повышенной основности прорывающие нижне-среднепалеозойские метаморфические породы. Среди них следует отметить Коктеппинский, Газоринский, Ходжа-Сангхокский массивы и ряд других незначительных выходов, общая площадь которых составляет около 4-5 км². Они представляют лишь малую долю многочисленных апофиз-сателлитов крупных гранитоидных интрузий, занимающих обширные площади южного склона Гиссарского хребта, объединяющихся в единый Южно-Гиссарский батолит (плутон).

В петрографическом отношении массивы Южно-Гиссарского батолита отличаются пестротой и многообразием слагающих его пород. Это обусловлено различными геологическими (фациальными) условиями формирования гранитной магмы, взаимоотношениями с боковыми породами, а также более поздними разнообразными метасоматическими преобразованиями пород. Петрографический состав и структурно-текстурные особенности гранитоидов резко варьируют также в силу различной глубины формирования, представленных в различных современных сечениях интрузивных массивов. Гранитоиды Южного Гиссара сопровождаются различными жильно-магматическими и гипабиссальными породами.

В настоящее время существует несколько схем последовательности магматических образований южного склона Гиссарского хребта. Р.Б.Баратовым (1966) предложена схема возрастной последовательности магматических пород Южного склона Гиссарского хребта; аналогичная схема магматических пород предложена А.Х.Хасановым применительно к Центральному Таджикистану. Судя по данным таблицы 6, интрузивные породы Южного Гиссара, несмотря на вариации вещественного состава, структурно-текстурных особенностей, по своей природе мало отличаются друг от друга и являются продуктами единой гранитоидной формации и сформированы в конце среднего и начале позднего карбона. Этому не противоречит средний абсолютный возраст гранитоидных пород, который в большинстве варьирует в пределах 290-300 млн. лет и близок к возрасту, установленному геологическим путем. Ниже приводится краткое описание некоторых гранитоидных интрузий Зиддинской впадины.

Таблица 6. Схема возрастной по следовательности магматических пород.

Центрального Таджикистана по И.К.Никитину (1948)			Центрального Таджикистна по А.Т.Тарасенко (1959)			Южного склона Гиссарского хребта по Р.Б.Баратову (1968)			Центрального Таджикистана по А.Х.Хасанову (1976)
Возраст		Горные породы	Возраст	Этапы	Горные породы	Возраст	Этапы	Магматические комплексы	Возраст	Этапы	Магматические комплексы
Р		Нефелиновые сиениты и другие щелочные породы. Граниты розовые и красные. Кислые эффузивы и их туфы.	Р (?)	Конечный	П. Интрузивный комплекс	Р₂-Т₁	Конечный	Комплекс малых интрузий щелочно-габброидного, щелочно-базальтоидного состава. Эффузивный комплекс липаритового и трахиандезитового состава.	Р₂-Т₁ Р₁	Конечный	Комплекс малых интрузий, даек и трубок взрыва щелочно-габброидного состава.
					Щелочные породы (нефелиновые сиениты). Гранит-порфиры. Граниты красные, лекократовые, ультракислые.						Эффузивный комплекс липаритового и трахиандезитового состава.
С₃		Средние эффузивы и их туфы	С₃	Поздний	Средние эффузивы и их туфы	Р₁	Поздний	Комплекс субвулканических интрузивов липаритодацито- вого состава. Комплекс эффузивов и туфов липарито-дацитового состава.	С₃	Поздний	Комплекс средних эффузивов и их туфов.
С₂		Различные граниты и гранодиориты. Гранодиориты и кварцевые диориты	С₂	Средний	1.Интрузивный комплекс	С₃	Средний	Комплекс гранитов-гранидои- оритов а)Аплитовидные граниты б)Порфировидные граниты	С₂	Средний	Комплекс (формация) гранитоидов: Гранодиориты-кварцевые диориты (?) Крупнозернистые (порфировидные) граниты-гранодиориты Мелкозернистые (аплиловидные) граниты-гранитодиориты
					Граниты мелкозернистые (аплитовидные). Порфировидные граниты и гранодиориты. Турмалиновые граниты. Гранодиориты-кварцевые диориты.			Комплекс гранодиоритов-кварцевых диоритов
		Основные эффузивы и их туфы			Основные и средние эффузивы и их туфы			Комплекс субвулканических интрузивов гранитного сотава.			Комплекс эффузивов андезитодацитового состава
С₁		Основные и средние эффузивы и их туфы		Раний	Двуслюдяные и мусковитые граниты	С₁	Начальный	Комплекс субвулканических перидотит-габбро-плагиогра-нитового состава Комплекс эффузивов спилитового и альбитофиро- вого состава	С₁	Начальный	Комплекс эффузивов андезитодацитового состава
С₁-Д₃		Двуслюдяные граниты и их жильные дериваты	С₂-Д₃		Основные эффузивы и их туфы						Комплекс зеленокаменных средних и основных эффузивов
Р₂ -?		Основные эффузивы и их туфы			Основные эффузивы и их туфы						Магматическая деятельность достоверно не установлена.
Р₁	Магматическая деятельность не установлена

Коктеппинский массив расположен на правом борту долины реки Зидды в 1,5 км к северо-востоку от одноименного кишлака. Он объединяет собой несколько вытянутых пластообразных гранитоидных тел, приуроченных к зонам тектонического нарушения. Вмещающими породами являются полосчатые ребристые мраморизованные известняки и кварц-слюдистые сланцы силура. Протяженность отдельных выходов достигает 100-150 м при поперечном сечении 30-40 м. Они сложены, в основном, массивными мелко-среднезернистыми меланократовыми гранодиоритами и кварцевыми диоритами, содержащими большое количество различно гранитизированных ксенолитов вмещающах пород. Минеральный состав пород под микроскопом (таблица 7) варьирует в значительных пределах: зональный плагиоклаз – 50-60%; кварц – 10-20%; пелитизированный калишпат – 7-14%; хлоритизированный биотит – 10-15% и зеленая роговая обманка – 5-9%.

Таблица 7. Количественно-минералогический состав пород Коктептинского массива (в объемных %)

№№ шлифов	Плагиоклаз	КПШ	Кварц	Биотит	Амфибол	Акцессорные минералы	Вторичные: хлорит, эпидот
К-408	54,2	13,1	14,2	6,8	7,1	1,0	4,2
К-410	58,3	12,4	12,8	9,1	6,0	1,1	2,1
К-570	60,4	11,0	13,1	4,3	8,2	0,9	3,1
К-572	55,6	14,1	17,8	5,0	5,1	0,8	2,2
К-576	51,3	7,6	17,1	8,1	9,3	0,7	3,3

В шлифах и в протолочках пород массива отмечены также акцессорные минералы: апатит (от единичных зерен до 127 г/т), циркон (до 105 г/т), сфен (от 140,7 до 442,5 г/т), гранат (от единичных зерен до 107 г/т), а также ряд сульфидных минералов – пирит, арсенопирит (до 32,4 г/т), молибденит и халькопирит (до 15 г/т). Структура породы – гипидиоморфнозернистая.

Призальбандные гранодиориты некоторых дайкообразных тел вдоль разрывных нарушений северо-восточного простирания, под влиянием постмагматических растворов превращены в метасоматически измененные хлоритизированные и сильно окварцованные (грейзенизированные) породы. По минеральному составу они резко отличаются от исходных пород прежде всего содержанием кварца (до 28-35%), деанортитизированного плагиоклаза (альбит-олигоклазового ряда) и вторично измененных темноцветных минералов-биотита и амфибола, замещенных соответственно хлоритом, серецитом и актинолитом. Кроме того, рассматриваемые породы обычно содержат мелкую вкрапленность пирита, халькопирита и молибденита. Химический анализ показывает повышенное содержание олова (до 0,05%), вольфрама (до 0,02%) и молибдена (до 0,025%). Среди кварцевых диоритов и гранодиоритов отмечены отдельные маломощные (до 1 м) дайки аплитов.

Ходжа-Сангхокский массив расположен в верховьях реки Зидды в 0,5 км западнее одноименного нарзанного источника. Он имеет в плане штокообразную форму размером 1,5х1,7х1,1 км, несколько вытянутую в субширотном направлении. Восточная часть интрузии расчленена на серию дайкообразных тел, инъекцированных во вмещающие кварц-слюдистые сланцы нижнего силура. Последние в зоне контакта на протяжении до 10-15 м ороговикованы и окварцованы. Южный контакт с тонкоплитчатыми известняками нижнего силура тектонический. Массив почти целиком сложен мелкозернистыми, массивными диоритами и кварцевыми диоритами. Под микроскопом установлено, что они состоят из зонального плагиоклаза – 50-55%; кварца –15-18%; биотита – 7-10%; калишпата – 5-8%; зеленой роговой обманки – 3-5%. Из акцесорных минералов отмечается обилие граната (до 467 г/т), сфена (до 300 г/т), апатита (до 250 г/т) и рудного минерала. Минералогическим анализом протолочек в гранодиоритах установлены также циркон, шеелит, флюорит и сульфиды-галенит и арсенопирит. Структура породы – гипидиоморфнозернистая.

По химическому составу (таблица 8) они близки средним типам диоритов, включая кварцевые диориты (по Р.Дэли), отличаясь от них небольшим недостатком магния и извести, при некотором избытке калия.

Таблица 8. Химический состав и числовые характеристики, по А.Н. Заварицкому,

пород Коктепинского и Ходжа-Сангхокского массивов.

Окислы	Кварцевый диорит (1)	Кварцевый диорит (2)	Символы	Кварцевый диорит	Кварцевый диорит
SiO₂	60.99	58.62	a	14.1	11.9
TiO₂	0.58	0.89	c	3.4	4.9
Al₂O₃	16.90	15.97	в	13.2	14.8
Fe₂O₃	1.39	2.51		70.3	68.4
FeO	4.50	6.03		7.8	-
MnO	0.04	0.16		44.2	54.4
MgO	3.48	2.96		48.0	34.0
CaO	2.76	5.44		-	11.6
Na₂O	3.75	3.34		0.6	1.1
K₂O	4.03	3.08		9.8	14.9
P₂O₅	-	0.24		58.8	61.6
П.п.п.	2.29	0.73		9.9	8.0
H₂О	0.48	0.03		4.1	2.6
CO₂	-	0.65
1.Кварцевый диорит. Коктепинский массив. 2.Кварцевый диорит. Ходжа-Сангхокский массив.

Диориты и кварцевые диориты вдоль северного экзоконтакта подвергнуты постмагматическому щелочному метасоматозу – микроклинизации и благодоря обогащению калишпатами-микроклин-пертитом до 16-18% приобретают лейкократовый сиенодиоритовый облик..

Магматическая деятельность в районе возобновляется в раннепермское время (после оживления тектонических горнообразовательных движений, накопления в верхнем карбоне мощной терригенно-флишоидной формации и образования пенепленизированной с корками коры выветривания поверхности) трещинным излиянием кислой магмы вдоль вновь образованных и обновленных разрывных нарушений. В результате формируется покров кислых эффузивов (фельзитов, фельзитофиров, дацитов, кварцевых порфиров, туфов, туфолав, туфопесчаников и др.), мощностью до 1,5-2,0 км, известных под названием лючобской свиты (липарито-дацитовой формации). Фрагменты этого покрова в настоящее время, благодаря последующим блоково-глыбовым движениям и активной эрозионной деятельности, сохранились в значительной мере лишь в бассейнах рек Лучоб, Ханака и в виде небольших реликтов во многих прилегающих к Зиддинской впадине районах Гиссарского хребта (Канчоч, Тагобикуль). В пределах Зиддинской впадины остатки покрова лючобской свиты отмечены в долине Сангальт. В ряде случаев отмечаются дайкообразные тела кварцевых порфиров, которые являются подводящими каналами покрова кислых эффузивов.

Магматические процессы в рассматриваемом районе завершаются внедрением комплекса триас-юрских даек и кимберлитоподобных трубок взрыва мончикит-лимбургит-пикритового состава. Образования подобного типа в пределах Зиддинской долины к настоящему времени не обнаружены.

ТЕКТОНИКА (Ю.М.Казаков)

В тектоническом отношении Зиддинская впадина представляет собой структуру, в центре которой обнажаются породы триасового, юрского, мелового, палеогенового и неогенового возраста, а по периферии на дневную поверхность выходят отложения палеозоя. Отчетливо выраженная в рельефе, Зиддинская впадина в виде линзы вытянута в широтном направлении на 25 километров при максимальной ширине до 5 километров.

Для характеристики структур подобного типа, ограниченных с одной или двух сторон разрывами с большими вертикальными амплитудами при отчетливом проявлении надвиговых перемещений, в геологической литературе (Губин, 1960; Костенко, 1962; Чедия, 1963; Несмеянов и др., 1978) используются различные термины и названия – «блок», «глыба», «грабен», «грабен-синклиналь», «впадина», «котловина» и т.д. В данном случае мы имеем дело с крупным грабеном, ограниченным с двух сторон взбросо-надвигами: с юга – Главным Гиссарским разломом, с севера – Анзобским разломом.

Схемы тектонического районирования Центрального Таджикистана были составлены Н.М.Синициным, Н.С.Шатским, Д.П.Резвым, М.М.Кухтиковым и др. По схеме А.ПМарковского, П.Д.Виноградова, С.К.Овчинникова Зиддинская впадина находится в пределах Южно-Гиссарской структурно-фациальной зоны, а по схеме М.М.Кухтикова (Кухтиков,1969) – на стыке 2 зон: Центрально-Гиссарской и Османталинской, разделенных Главным Гиссарским разломом. Позднее эта схема была уточнена и детализирована. Детализация, в пределах интересующей нас территории, сводилась к разделению Центрально-Гиссарской зоны на Магианскую и Каракульскую подзоны, отличающиеся типами разрезов и характером тектонических структур. Линией раздела подзон является Анзобский всброс (Рис.2) .

Османталинская зона расположена южнее Главного Гиссарского разлома. Структурный план зоны – крупноблоковый, преимущественно с моноклинальным южным падением слоев. В верховьях реки Зидды и на левобережье Майхуры сохранились фрагменты складок. Формирование структуры этой зоны завершилось в конце среднего – начале позднего карбона внедрением гранитоидов. Широкое развитие гранитоидов несколько затушевывает структурное построение, но в целом здесь можно выделить 3 яруса. Нижний ярус – карбонатная формация кабутинской свиты и вулканогенно-карбонатно-терригенная формация намакзорской толщи. Второй ярус — терригенный комплекс нижнего карбона и третий ярус — карбонатно-терригенная формация нижнего-среднего карбона, выше которой залегает толща ритмичного флиша муринской свиты.

Для Каракульской подзоны свойственно прерывистое распространение. В западном и восточном окончании долины реки Зидды она выклинивается. Северной границей подзоны является Анзобский разлом, южной – Главный Гиссарский разлом. Она характеризуется блоковым строением с преимущественно моноклинальным падением пород. В то же время следует отметить, что среди каменноугольных отложений в верховьях реки Зидды и восточнее устья реки Сангальт отмечается несколько складок, а днище палеозойского пенеплена осложнено антиклинальным перегибом. От Османталинской зоны отличается резким уменьшением степени метаморфизации пород. Выделено 3 структурных яруса. Нижний ярус – карбонатная формация силура, нижнего и среднего девона и вышележащая маломощная кремнистая формация девона. Второй ярус – базальная терригенная формация низов карбона сменяется карбонатной формацией нижнего-среднего карбона. Третий ярус – флишевая толща дарахтисурхской свиты, содержащая переотложенный материал смежных зон.

Магианская подзона располагается к северу от Каракульской подзоны. Южной ее границей служит Анзобский разлом. Северная граница находится за пределами исследуемой территории. В отличие от Каракульской, данная подзона прослеживается непрерывной полосой более чем на 500 км. Одной из характерных особенностей структурного плана этой подзоны является наличие чешуйчато-покровных структур, отчетливо прослеживающихся вдоль северного борта долины. В пределах подзоны выделяется также несколько складок, осложненных складками второго порядка, но чаще всего наблюдается моноклинальные блоки-пластины. Сложность строения подзоны наглядно представлена в районе Анзобского перевала, где отмечается многократное повторение выходов пород шингской, кутуракской и ягнобской свит, а наличие крупных сейсмогенных смещений, затрудняет расшифровку структуры.

В пределах Магианской подзоны выделено 3 яруса. Нижний ярус – терригенная формация ордовика-нижнего силура, сопровождающаяся продуктами излияния вулканитов, а также карбонатная формация силура и карбонатно-кремнистая девона. Средний ярус – флишоидные обломочные образования маргузорской свиты, сформированные в условиях размыва поднятых блоков. Верхний ярус — за пределами описываемой территории — представлен вулканитами казнокской свиты, которые согласно залегают на нижележащих структурах.

На основании регионального всестороннего анализа толщ, последовательность формирования тектонических единиц палеозоя может быть представлена в следующем порядке. В раннегерцинское время закончилось формирование Магианской подзоны, в начале позднегерцинского – Османталинской зоны и в конце позднегерцинского – Каракульской подзоны.

Структурный план отложений мезозоя и кайнозоя срaвнительно простой. Это преимущественно пологонаклонные моноклинальные слои, ограниченные всбросо-надвигами, сдвигами и, в ряде случаев, осложненные складчатыми и разрывными нарушениями. В пределах разреза мезозойско-кайнозойских отложений выделены следующие стратиграфо-литологические комплексы, разделенные поверхностями размыва и угловыми несогласиями: триасовая кора выветривания, юрские континентальные отложения, нижнемеловые континентальные красноцветы, верхнемеловые-палеогеновые лагунно-морские отложения, красноцветная моласса неогена.

В современной структуре Зиддинской впадины определяющую роль играют разрывные нарушения: всбросо-надвиги, сбросы, и сдвиги. По степени значимости выделены межзональные, внутризональные и межблоковые разломы. Наиболее крупным является Главный Гиссарский разлом, разграничивающий Османталинскую и Центрально-Гиссарскую тектонические зоны (Кухтиков, 1969). Его протяженность около 300 км. Он проходит по линии: верховья реки Шинг — перевал Казнок — правый борт реки Майхура — левый борт реки Зидды — устьевая часть реки Кафандар. В современной структуре разлом представлен четко выраженным альпийским надвигом «козырькового» типа (Чедия, 1963) с южным падением сместителя от 10-30^о до 60^о.

Южное крыло сложено метаморфизированными породами Османталинской зоны; северное — породами Каракульской подзоны, перекрытыми мезозойско-кайнозойскими образованиями. Анализ фаций по обе стороны разлома показывает, что он появился поздно, лишь в намакзорское время и затем, после стабильного периода, начал функционировать со среднего визе до конца карбона. Глубинная природа разлома подтверждена геофизическими данными. В последующее время активизация тектонических движений по разлому возобновилась в орогенном этапе. Амплитуда смещения за новейший этап достигает 1500 м (Чедия, 1972). В некоторых участках – верховья рек Сангальт и Ганчдара – в подминаемой толще мезозоя наблюдаются опрокинутые на север изоклинальные складки.

Анзобский разлом, являясь внутризональным, разделяет Магианскую и Каракульскую подзоны, протягивается на 200-250 км и трассируется по линии: кишлак Панчхок — верховья рек Обишур, Газора, Якарча — нарзанный источник Ходжа-Сангхок. Западнее кишлака Панчхок и в районе перевала Лойля-Куль этот разлом смыкается с Главным Гиссарским. По разлому фиксируется взброс разновозрастных пород Магианской подзоны на известняки Каракульской подзоны и на мезозойско-кайнозойские породы с углом падения сместителя 60-70^О. В приразломной зоне породы интенсивно раздроблены, окварцованы. К зоне разлома приурочен ряд выходов гранодиоритов: Панчхокский, Газоринский, Коктепинский, Ходжа- Сангхокский массивы.

В непосредственной близости от Анзобского всброса отмечаются приразломные складки, наиболее крупная из которых – антиклинальная складка в породах неогена, многочисленные палеосейсмодислокации. Сопоставление палеозойских фаций показывает, что разлом начал действовать с ранне-силурийского времени. Наибольшая степень активности характерна для каменноугольного периода. За новейший этап относительная амплитуда смещения составляет около 1800 м. На всем своем протяжении разлом практически повсеместно обводнен; к нему тяготеют выходы нарзанных источников на востоке и сероводородный источник в долине реки Обишур.

К межблоковым разрывам относятся ряд широтных, меридиональных и диагональных разрывов, осложняющих структуру Зиддинской впадины. Нарушения широтного простирания в пределах впадины в значительной степени затушевываются последующими подвижками, но тем не менее они в ряде случаев могут быть четко диагностированы как сбросы. Так например, в качестве сброса на раннем этапе выступил круто падающий Обиборикский разрыв, проходящий вдоль левого борта реки Зидды севернее Главного Гиссарского разлома. Свидетельством этому является разрыв и перекос палеозойского пенеплена. Амплитуда смещения достигает от 20 м в среднем течении сая Сангальт до 300 и более метров на западе исследуемой территории. По этому разлому северная половина Зиддинской впадины на меридиане кишлака Зидды была опущена на 400 метров относительно южной, вследствие чего, на правом борту сохранились отложения палеогена и неогена, тогда как на левом борту они были размыты.

Дополнительным аргументом в пользу сбросового характера этого разрыва служит наличие выходов юрских углей по линии разрыва в районе правого борта реки Ахрут, а также наклонное к северу залегание меловых отложений в нижней части склона междуречья Обиборик–Ахрут. Вероятно, к этому же типу относятся некоторые разрывы в районе кишлака Насрут, где на небольшом участке наблюдается многократное повторение одного и того же разреза верхнемеловых отложений.

Многочисленные меридиональные разрывы сбросово-сдвигового характера прослеживается по саям Лябикуль, Газора, Хушкатдара. По этим разрывам западная часть впадины была в значительной степени опущена по сравнению с восточной, в результате чего здесь палеозойский пенеплен погружен на большую глубину и на дневной поверхности он проявляется лишь на меридиане кишлака Обихирф.

В качестве типичного сдвига с элементами всбросо-надвиговой компоненты можно рассматривать Зиддинский разрыв северо-западного простирания, прослеживающийся по линии: правый борт реки Обишур — 69 км автодороги Душанбе-Ходжент — лежачая складка в гипсоносных толщах верхнего мела севернее кишлака Намазга. Далее разрыв раздваивается. Одна ветвь уходит через кишлак Обихирф к ущельной части реки Зидды, где проявляется в виде мощной (20-25 м) зоны обохренных, сильно дробленых известняков палеозоя, а другая ветвь контролируется появлением изгиба долины в районе кишлака Обихирф и далее сливается с Обиборикским сбросом. Амплитуда горизонтального смещения достигает первых сотен метров. Особенно отчетливо этот разлом проявляется на левом борту реки Обишур в районе 69 км автодороги, где, благодаря ему, фиксируется двойное повторение слоев палеогена и мела. Влияние разрыва сказывается также на появлении в районе 68 км автодороги перевернутых слоев меловых отложений и лежачей складки севернее кишлака Намазга. Необходимо отметить, что здесь присутствует в приустьевой части реки Обишур и третий разрез этих же пород, но его наличие следует связывать с крупным гравитационным смещением.

Аналогичным по механизму формирования является и Камадонский разрыв, ограничивающий в юго-западном секторе Зиддинской впадины мезозойско-кайнозойские отложения от палеозойских. Хотя в литературе и отмечается его взбросо-надвиговая природа (Таджибеков, 1982), анализ поведения изогнутых и сдвинутых пластов мела и палеогена в долине реки Мушвардара показывает, что, наряду с вертикальными подвижками, по этому разрыву происходили и горизонтальные смещения.

Специфика формирования разрывных нарушений на этой территории заключается в том, что темпы движения и направленность напряжений менялись во времени. Предварительный анализ взаимоотношений разрывных и складчатых нарушений показывает, что в истории формирования структуры Зиддинской впадины, начиная с позднего миоцена и вплоть до голоцена, можно весьма условно выделить три этапа, каждый из которых характеризуется целым рядом своих особенностей. Для первого этапа характерно доминирование растягивающих напряжений. В этот период, на фоне интенсивного воздымания всего региона, происходило некоторое запаздывание поднятия центральной части Зиддинской впадины, ограниченной Главным Гиссарским и Анзобским разломами. Это сопровожалось образованием меридиональных и широтных разрывных нарушений сбросового типа, в результате чего данная территория приобрела вид мозаичной структуры.

На втором этапе весь комплекс отложений испытал активное сжатие за счет надвигания палеозойских отложений с севера и юга. Влияние сжимающах напряжений преобразовало субвертикальные широтные разломы в разломы «козырькового» типа с углами падения плоскостей сместителей в верхней части до 10^О. Именно в этот момент происходит прогибание протяженных участков палеозойского пенеплена Зиддинской впадины,примыкающих с юга к Главному Гиссарскому разлому, а с севера - к Анзобскому разлому. Относительно плоское днище пенеплена осложняется антиклинальным перегибом; формируются приразломные складки в мезозойских и кайнозойских образованиях на левом и правом борту реки Зидды. По мере удаления от разломов влияние надвиговых проявлений ослабевало и выражалось лишь в незначительном короблении осадочного чехла.

Начало третьего этапа характеризуется изменением направлений напряжений, что приводит к появлению новых разрывов, главная роль среди которых принадлежит сдвигам. В этот период происходит наращивание темпов поднятий, причем максимальные поднятия испытывали блоки палеозойских пород, оконтуривающие впадину с севера и юга. В блоке, ограниченном Главным Гиссарским и Анзобским разломами максимальные поднятия в этот период испытывали восточные части.

Исследуемая территория является частью сейсмогенной зоны Центрального Таджикистана. Сейсмичность обусловлена перемещениями крупных глыб-блоков по обновленным палеозойским и новообразованым разломам и наличию в пределах территории сейсмогенного Главного Гиссарского разлома. Максимальное зафиксированное землетрясение в этой зоне соответствует 16 энергетическому классу с магнитудой 7,0 (Бабаев и др, 1978).

Сейсмическая активность территории на последнем этапе развития находит свое выражение в проявлении катастрофических землетрясений, следы которых -палеосейсмодислокации различных типов и возрастов — можно наблюдать в приводораздельных частях Гиссарского хребта, на водоразделе рек Умдара и Мушвардара, в верховьях долины Обиборик на левом ее борту. Наиболее характерным участком являются зона деформированного водораздела в районе метеостанции «Анзобский перевал», где прослеживается система типичных сейсмогенных рвов, по которым происходило расседание массивов скальных пород приводораздельной части. В среднеплейстоценовой части склона, севернее кишлака Коктеппа, в скальных породах палеозоя, частично перекрытых делювиально-осыпным чехлом, наблюдается система кулисообразно расположенных сейсмотектонических рвов и дамб. Отчетливо выраженные в рельефе, эти сейсмоструктуры приурочены к зоне Анзобского взброса.

Уникальным является проявление сейсмичности восточнее источника Ходжа-Сангхок, где на пологом, 3-5^О, протяженном склоне, бронированном алайскими карбонатными породами, наблюдается система сейсморвов субмеридионального простирания. Стенки сейсморвов сравнительно свежие. Ширина их достигает 10-15 метров, при видимой глубине 5-8 метров. Их глубина ,видимо, лимитируется наличием пластичных сузакских глин в основании карбонатной пачки. Длина отдельных сейсморвов до 100-150 метров. В северо-западном их окончании они затухают и далее трассируются цепочкой полузасыпанных воронок. Относительно пологий угол склона, независимость ориентировки рвов относительно рельефа поверхности и наклона склона, сравнительно высокие показатели прочности скальных пород и их однородность, позволяет констатировать, что в данном случае имеет место сейсмический фактор в формировании этих разрывных деформаций.

ИСТОРИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ. (Г.П.Крейденков)

В истории геологического развития Зиддинской долины можно выделить ряд этапов. Это геосинклинальный, характеризующийся накоплением сравнительно мощных толщ разнофациальных осадков и интенсивной магматической деятельностью; переходный, главной особенностью которого является значительная подвижность стабильностью и орогенный или постплатформенной активизации, своеобразие которого заключается в усилении тектонической активности и общем подъеме территории.

Геосинклинальный этап по времени соответствует палеозою, переходный – концу палеозоя и раннему мезозою, платформенный – мезозою и раннему кайнозою, орогенный – позднему кайнозою. Смена одного этапа другим происходила по разному и для различных тектонических зон не везде совпадала во времени.

Самыми древними отложениями в пределах Зиддинской впадины и ее горного обрамления являются отложения ягнобской свиты. Разрез свиты показывает, что в раннем палеозое рассматриваемая территория входила в состав единой геосинклинальной области, где в условиях активно прогибающегося дна морского бассейна шло накопление километровых толщ терригенно-глинистых осадков, в дальнейшем в значительной степени метаморфизованных и преобразованных в разнообразные сланцы. Часть пород свиты имеет явно магматическую природу, что может свидетельствовать о периодическом проявлении вулканической деятельности. Породы ягнобской свиты развиты лишь в пределах Магианской подзоны. Поэтому трудно что-либо сказать о специфике осадконакопления в других участках рассматриваемой территории. В то же время анализ ордовикских отложений, развитых за пределами Зиддинской долины, показывает, что условия седиментации в Каракульской подзоне и Османталинской зоне на ранних этапах палеозойской истории мало чем отличалось от только что рассмотренных. К концу ордовикского периода терригенно-глинистое осадконакопление сменилось на терригенно-карбонатное, что связано с уменьшением поступления обломочного материала с суши.

Раннесилурийская история рассматриваемой территории во многом повторяет историю предшествующей эпохи с той лишь разницей, что вверх по разрезу начинает заметно возрастать роль карбонатного материала. В то же время, полной унаследованности режима не было, поскольку в составе силурийских отложений практически полностью отсутствуют вулканогенные образования, столь характерные для более древних толщ. Тектоническая активность территории была такой же как и в ордовикское время. Формирование отложений происходило в условиях компенсированного осадконакопления на фоне пульсирующих движений.

Во второй половине силурийского времени режим осадконакопления меняется. Это находит свое выражение в повсеместном распространении карбонатных отложений, среди которых не последняя роль принадлежит доломитовым илам. Присутствие довольно мощных толщ близких по составу доломитов и доломитизированных известняков, нередко содержащих идентичную фауну кораллов, брахиопод, криноидей, позволяет предполагать, что магианский, каракульский и османталинский блоки в силурийском периоде, а возможно, и на протяжении всего раннего палеозоя вели себя как единое целое. Проявление глубинных разломов не зафиксировано.

Ранний девон во многом напоминает предшествующую эпоху, хотя именно с этим отрезком времени связываются основные преобразования, приведшие к заметной дифференциации геосинклинали и обособлению южных блоков. Начиная с эмского века на месте Османталинской зоны происходит заложение вторичного прогиба со всеми признаками эвгеосинклинали. В жедин-зигенское время в пределах данной территории, точно также, как и в смежной Каракульской подзоне, осуществляется накопление карбонатных образований, по составу мало чем отличающихся от образований позднего силура. Главным типом осадков являются органогенные детритовые илы, в дальнейшем преобразованные в известняки и мрамора кабутинской и кшутской свит.

В Магианском блоке наряду с осадками этого типа отмечаются также глинистые, терригенные и кремнистые, а сами породы нередко имеют вид брекчий. Увеличение роли терригенно-глинистого материала происходит в западном направлении и вверх по разрезу. Подобные изменения в составе раннедевонских и среднедевонских отложений в пределах Магианской подзоны, по всей вероятности, связаны с воздыманием каледонского складчатого сооружения на месте современного Туркестанского хребта.

Вулканогенно-карбонатно-терригенная формация эмса-среднего девона не распространяется за пределы Османталинской зоны. Границей раздела является главный Гиссарский разлом. Это отчетливо прослеживается, если произвести сопоставление одновозрастных отложений по обе стороны разлома. На территории Каракульской подзоны на данном стратиграфическом уровне получают развитие карбонатные породы, среди которых лишь изредка можно встретить прослои и линзы терригенных и кремнистых пород. В Османталинской зоне этот же уровень характеризуется сланцами, песчанниками, кислыми эффузивами. Карбонатные породы здесь встречаются крайне в виде прослоев небольшой мощности.

Состав отложений магианской подзоны в эмском веке аналогичен Каракульской подзоне. Магианская подзона в раннем-среднем девоне представляла собой целый ряд субширотно вытянутых прогибов и поднятий, перекрытых водами теплого моря. Для приподнятых участков весьма характерным было развитие рифогенных фаций. Конец девонского времени для Каракульской и Магианской подзон характеризуется замедлением тектонического прогибания территории. В разрезе это нашло свое выражение в появлении кремнисто-сланцевых образований, алевролитов и песчаников. Карбонатные отложения играют явно подчиненную роль. К югу от Главного Гиссарского разлома отложения верхнего девона отсутствуют. Вероятно, в этот отрезок времени османталинский блок на какой-то период был выведен из под уровня моря и подвергался размыву.

С каменноугольным временем для всех трех блоков связывается начало нового этапа, отличительной особенностью которого является большая тектоническая активность, приведшая к полному закрытию геосинклинальных прогибов и созданию на их месте горно-складчатых сооружений. Однако, происходило это в различных зонах по разному. Раньше всего претерпела складчатость Магианская подзона, затем Османталинская зона и Каракульская подзона.

Из каменноугольных отложений в пределах Магианской подзоны отмечается лишь комплекс терригенных образований маргузорской свиты, залегающей с размывом и угловым несогласием на подстилающих отложениях. Характер отложений позволяет классифицировать ее как специфическую формацию зон глубинных разломов, формацию обвалов и оползней. Более поздних образований палеозоя в пределах данной подзоны не обнаружено. Интрузивные породы в магианской подзоне распространены незначительно. Это в основном небольшие штоки и дайки щелочных пород и гранитоидов. Их внедрение связывается с поздним палеозоем.

История геологического развития Каракульской подзоны в начале каменноугольного периода практически повторяет историю развития Магианской подзоны. Но, начиная со средне-визейского времени, они развиваются по разному. Магианский блок выводится из под уровня моря и подвергается интенсивному размыву вплоть до начала мезозойских трансгрессий. Что же касается Каракульского блока, то в его пределах в визейское время происходит оформление субширотного приразломного прогиба, куда в большом количестве выносится грубозернистый материал, поступающий со смежных поднятий, расположенных на севере территории. По мере сглаживания рельефа и выполаживания вовлеченных в поднятие блоков, состав осадков в приразломной зоне несколько меняется. Исчезают песчано-гравийные и галечниковые отложения. Им на смену приходят глинисто-карбонатные и карбонатные образования.

Формирование карбонатных осадков происходило в морском бассейне, характеризующимся относительно высокой температурой, нормальной соленостью и благоприятным для развития органического мира газовым режимом. Осадконакопление осуществлялось на фоне пульсирующих движений. Возможно, что в отдельные моменты территория Каракульской подзоны частично или полностью выводилась из под уровня моря и ранее отложившиеся осадки подвергались размыву. Один из таких размывов фиксируется в основании толщи бачаульдинских известняков. Среди отложений бачаульдинской свиты наряду с карбонатными породами встречаются линзы и прослои кремней, песчаников и конгломератов, бокситов. Сами известняки – брекчиевидные. Второй размыв прослеживается в основании дарахтисурхской свиты, представленной толщей переслаивающихся песчаников, алевролитов, гравелитов, конгломератов. Все это свидетельствует, что, начиная с башкирского времени, территория Каракульской подзоны вступает в новую фазу своего развития, главной особенностью которой является активизация тектонических движений. Блок приобретает заметную подвижность. С позднемосковским временем в пределах Каракульской подзоны связано внедрение гранитоидных интрузий.

Османталинская зона в каменноугольном периоде мало чем напоминает Каракульскую и Магианскую подзоны. Между тем сходство между ними есть, но оно не выходит за рамки самых низов карбона, когда по аналогии с ранее рассмотренными территориями, на площади Южно-Гиссарской зоны происходит формирование терригенных осадков, близких по составу маргузорской свите. Этому уровню здесь соответствует зойская свита, представленная сланцами, алевролитами, песчаниками с прослоями дацитовых и липаритовых порфиров, туфов, конгломератов и глыбами мраморизованных известняков.

Со средневизейского времени развитие Османталинской зоны происходит по иному, чем развитие Магианской и Каракульской подзон. Магианский геосинклинальный прогиб к этому времени уже завершил свое развитие. На месте Каракульской подзоны, расположенной в непосредствнной близости к Главному Гиссарскому разлому, осадконакопление продолжалось вплоть до позднего карбона, но в специфических условиях, близких к парагеосинклинальным. Здесь в этот отрезок времени обособляется прогиб. Эвгеосинклинальный цикл развития Османталинской зоны начинается накоплением довольно мощной толщи терригенно-вулканогенных образований, выделяемой в спилито-кератофировую формацию, в которой, наряду со сланцами, песчаниками, алевролитами, кремнистыми породами и мраморизованными известняками, широкое распространение получают вулканогенные образования.

Вулканогенные образования прослеживаются по всему разрезу нижнего карбона, но на отдельных стратиграфических уровнях они сменяются карбонатными отложениями, что может свидетельствовать о периодах временной стабилизации условий осадконакопления и о периодичном характере вулканической деятельности, полное прекращение которой связывается с началом среднего карбона. Вступление геосинклинали во вторую стадию своего развития сопровождалось кратковременным подъемом территории, свидетельством чему является наличие в основании замбарской свиты базальной пачки, представленной песчаниками, гравелитами и конгломератами. Смена нисходящих движений восходящими и частичная стабилизация тектонического режима на более поздних временных отрезках приводит к изменению условий осадконакопления. Вулканогенные образования замещаются карбонатно-терригенными. При этом следует отметить, что карбонатные породы, в основном, прослеживаются на уровне башкирского яруса. Вверх по разрезу их роль заметно снижается, а в самых верхах флишеподобной замбарской свиты они присутствуют в виде тонких маломощных прослоев. Основная роль здесь принадлежит песчаникам, алевролитам и сланцам.

Верхним членом геосинклинального ряда Османталинской зоны является муринская свита, в основании которой выделяется пласт базальных полимиктовых конгломератов с галькой различных гранитоидов и кремнистых пород. Представлена она мелкоритмичным чередованием прослоев песчаников, алевролитов и аргиллитов. Накопление флишевых толщ осуществлялось в узких прогибах геосинклинального типа, расположенных вблизи небольших участков суши, находящихся за пределами данной подзоны.

С закрытием османталинского и каракульского прогибов заканчивается геосинклинальный этап развития рассматриваемой территории. На месте бывшей геосинклинальной области к концу карбона возвышается сложнопостроенное горноскладчатое сооружение, разбитое многочисленными разломами на отдельные блоки. В зонах развития глубинных разломов в заключительный этап происходило внедрение интрузий. Наиболее интенсивно магматическая деятельность проявилась в Османталинской зоне и, в меньшей степени, в Каракульской и Магианской подзонах

На протяжении пермского и триасового времени территория Зиддинской долины и сопредельные с ней районы подвергались интенсивному размыву. Отсутствие осадков данного возраста в пределах исследуемой площади свидетельствует в пользу активного ее воздымания. Лишь к концу триасового времени здесь наметилась некоторая стабилизация тектонического режима, за которой последовало опускание небольших участков суши, расположенных в зонах глубинных разломов.

Одна из таких мульд была заложена на территории современной Зиддинской впадины. Здесь происходило накопление терригенных и терригенно-карбонатных осадков, не последняя роль среди которых принадлежит брекчиям, гравийно-песчаным образованиям и бокситам. Осадконакопление сопровождалось излиянием лав. Бокситы и бокситоносные породы сосредоточены, в основном, в верхней части триасового разреза. При этом следует отметить, что они залегают не только на вулканогенных отложениях, но и на известняках карбона, где они приурочены к карстовым воронкам, трещинам, образуют также и небольшие линзовидные пласты невыдержанной мощности. Формирование бокситов связано с образованием латеритной коры выветривания в условиях влажного тропического климата.

Состав осадков юрского периода существенно отличается от триасового. Это типично платформенные образования, главной особенностью которых является их угленосность. Пласты угля чередуются с песчаниками, алевролитами и углисто-глинистыми сланцами. Угленакоплению способствовали теплый влажный климат, благоприятный для тропической растительности, произраставшей на выположенных склонах расчлененного низкогорного плато.

Формирование меловых отложений осуществлялось в условиях развивающейся трансгрессии, наступление которой происходило медленно, с частыми отступлениями. Это нашло свое выражение в частой смене фациальных обстановок и появлению в разрезе пород, принадлежащих к различным генетическим типам. В распределении пород по разрезу нет четкой закономерности, хотя отмечается, что грубозернистые отложения тяготеют к его нижней части, а глинистые и карбонатные – к верхней.

Анализ вещественного состава и пространственного распространения отложений раннемелового возраста позволяет выделить для данного отрезка времени две группы формаций: терригенную – межгорных котловин и морскую – окраинно-прибрежную. Для первой из них характерны аллювиально-дельтовые, пролювиальные и делювиальные накопления, представленные галечниками, гравием, песками и глинами. Терригенные образования нередко несут примесь карбонатного материала, а глинисто-алевролитовые разности часто загипсованы. Породы этой формации имеют характерную красно-бурую окраску, что может являться свидетельством окислительной обстановки в пределах бассейна седиментации.

Первые карбонатные прослои среди меловых отложений появляются в Зиддинской впадине на уровне аптского яруса. Это доломитистые известняки и органогенно-детритовые их разности, обогащенные песчаным материалом. Карбонатные отложения совместно с сероцветными глинами, алевролитами и песчаниками объединяются в группу морских формаций краевой части эпиконтинентального бассейна. Тектонический режим раннемелового времени не отличался особой стабильностью. Кратковременные опускания территории чередовались с такими же кратковременными поднятиями. В разрезе это находит свое отражение в виде смены грубозернистых песчано-галечных пород на относительно тонкозернистые – глинисто-алевролитовые.

Осадки континентального генезиса характерны лишь для раннемеловой эпохи. В более поздние этапы меловой истории основное развитие получают отложения, сформированные в морских, реже – в лагунных условиях. Состав осадков позднемелового бассейна седиментации, по сравнению с раннемеловым, претерпевает существенные изменения. Исчезает из разрезов грубый терригенный материал, сокращается количество красноцветных прослоев, возрастает роль карбонатных отложений.

Наиболее сложно построен разрез сеноманского яруса. Тектонические колебательные движения конца альбского века продолжаются и в сеноманское время. Состав раннесеноманских осадков преимущественно песчаный и песчано-карбонатный, среди которых отмечаются обломки гравия и гальки кремнистых пород. Судя по ориентировке галек, снос обломочного материала происходил с севера и северо-запада, т.е. со стороны поднятий, расположенных на месте современных Туркестанского и Зеравшанского хребтов.

Во второй половине раннего сеномана связь бассейна с открытым морем на какое-то время была нарушена. Это привело к изменению режима осадконакопления. Вместо сероцветных песчаных осадков в условиях мелководной лагуны происходит формирование красноцветных глинистых, алевролитовых и песчаных образований.

Восстановление нормального морского режима осадконакопления связывается со второй половиной сеноманского века. В начале тагаринского времени в результате активизации тектонической деятельности происходит накопление разнозернистых песчаных осадков, часто косослоистых, с примесью гравия и гальки. По мере развития трансгрессии и выравнивания рельефа областей сноса, песчаные осадки замещаются песчано-карбонатными и карбонатными. Гидрохимический и гидродинамический режимы позднесеманского бассейна были весьма благоприятными для развития органического мира. В условиях неглубокого теплого и нормально соленого моря обитали устрицы и гастроподы, образовавшие широкие, протяженные поселения на отмелях.

Туронский век по своим особенностям является естественным продолжением ранее рассмотренного времени. Общее прогибание бассейна, наметившееся к концу позднего сеномана, своего максимума достигает в раннем туроне. Береговая линия бассейна отодвигается далеко на север. Повсеместное распространение получают глинистые и глинисто-карбонатные осадки, накапливающиеся в относительно спокойной обстановке. Вторая половина туронского века характеризуется инверсией колебательных движений. Результатом этой инверсии является обмеление морского бассейна и замена глинистых осадков глинисто-карбонатными и глинисто-алевролитовыми. В верхней части туронского разреза появляются также и пестроцветные песчано-глинистые образования, свидетельствующие о некотором повышении солевого режима басейна.

Отклонения в режиме осадконакопления не были продолжительными. В коньякский век связь с открытым морем восстанавливается. Среди осадков начинают преобладать песчано-алевритовые и глинисто-карбонатныее разности, часто переполненные остатками фауны. Присутствие разнообразных фаунистических остатков и наличие прослоев изветняков и мергелей дает все основания считать, что в данный отрезок времени осадконакопление осуществлялось в условиях морского бассейна с нормальным газовым и солевым режимами. Температура воды в бассейне была достаточно высокой.

Состав осадков раннесантонского времени по сравнению с коньякским веком не претерпевает сколь-нибудь существенных изменений, хотя обращает на себя внимание отсутствие среди песчаных образований глинистого и карбонатного материала. Исключительно песчаный состав раннесантонских отложений, скорее всего, является следствием подъема участков суши, расположенных в пределах Зеравшанского, Туркестанского хребтов. Сортировка материала достаточно хорошая. Преобладают зерна кварца, кремнистых пород, реже эффузивов. Все они достаточно хорошо окатаны, что свидетельствует об их длительной транспортировке.

Лагунные условия установились на протяжении всего позднего сантона. В этот период шло формирование пестроцветных и красноцветных терригенных и терригенно-глинистых образований, замещающихся местами гипсами и сильно загипсованными глинами. Тектонический режим позднесантонского времени не отличался особой активностью. Наличие же на данном уровне красноцветных глин, алевролитов, гипсов и других лагунных образований можно объяснить не тектоническими подвижками, а затрудненным водообменом с открытым морем.

Новая волна трансгрессий приходится на кампанское время, повсеместное распространение получают глинистые и глинисто-карбонатные фации. Последние, как правило, тяготеют к верхней части разреза.

Маастрихтский век характеризуется устойчивым карбонатным осадконакоплением. Лишь к концу этого времени к карбонатным осадкам примешивается некоторая примесь песчаного материала, что является результатом общего обмеления бассейна и выводом из под уровня моря отдельных участков. Маастрихтские осадки включают большое количество разнообразных органических остатков. Наиболее благоприятным карбонатный субстрат был для устричных банок и рудистовых поселений. Активному расселению рудистов, по всей видимости, препятствовала песчано-алевролитовая примесь, поступающая в морской бассейн со стороны северных участков суши. На уровне нижнего маастрихта иногда присутствуют крупные фораминиферы. Карбонатные породы маастрихтского яруса на подстиющих отложениях залегают с размывом и с таким же отчетливо выраженным размывом перекрываются породами палеогенового возраста.

На большей части территории юго-восточных районов Средней Азии разрез палеогеновых отложений начинается акджарским горизонтом, представленным или гипсово-карбонатными, или красноцветными терригенными образованиями. В пределах исследуемой площади подобных отложений нет. Данному уровню, по всей видимости, будет соответствовать маломощный пласт красно-бурых и желтовато-серых глин, выделяющийся в основании известняков. Эти глинистые образования не получают широкого распространения. Чаще всего они размыты. Сохранились эти отложения в тех случаях, когда на неровной волнистой поверхности маастрихтских известняков имеются небольшие карманы и углубления. Генезис данных пород проблематичный.

Восходящие тектонические движения во второй половине раннего палеоцена сменяются нисходящими. Новая волна трансгрессий приводит к постепенному расширению и углублению бассейна. Улучшение связи с открытым морем происходит не сразу. Это можно наблюдать по наличию в составе нижней части карбонатной толщи бухарских слоев прослоев доломитов.

С развитием трансгрессии доломитовые осадки замещаются известковыми. Среди последних отмечаются органогенные разности, в частности, фораминиферовые и водорослевые. Весьма показательным следует признать появление в верхних частях бухарских слоев нуммулитов, которые, как известно, являются обитателями теплых мелководных морей с нормальной соленостью. Изменение в знаке движений связывается с концом бухарского времени. Положительные колебательные движения привели к резкому обмелению бассейна, а возможно и к частичному выводу на поверхность его отдельных участков. Об этом свидетельствует появление в самых верхних частях карбонатной толщи водорослевых и оолитовых известняков, косослоистых разностей пород. На это указывает также неровность, волнистость контакта известняков с вышележащими породами и их ожелезненность.

Конец палеоцена характеризуется отчетливо выраженной трансгрессией, нашедшей свое дальнейшее развитие в раннем эоцене. Среди позднепалеоценовых осадков главная роль принадлежит карбонатным илам, обогащенных глинистым материалом. Формирование их связывается с несколько бóльшими глубинами. Но эти глубины не превышали первых десятков метров, т.е. осадконакопление осуществлялось в пределах сублиторальной зоны. Обилие и разнообразие типичной морской фауны и характер ее поселения указывают на оптимальные условия существования (соленость, освещение, аэрация, газовый режим). В раннем эоцене повсеместное развитие получают глинистые, глинисто-алевролитовые и глинисто-песчаные осадки. Преобладают глины. Наиболее чистые разности глин отмечаются в нижней части разреза. По своему составу нижнеэоценовая глинистая толща неоднородна. В нижней своей части глины практически бескарбонатные, а в то время, как в верхней они заметно обогащены карбонатным и песчано-алевролитовым материалом, вплоть до обособления прослоев мергелей, алевролитов и песчаников.

Среди глинистых образований залегают прослои горючих сланцев и встречаются зерна фосфоритов. Горючие сланцы тяготеют к нижней части глинистой толщи. Формирование их происходило не в прибрежной полосе, а в более уделенных от берега участках бассейна. Фосфатные стяжения отмечаются редко. Концентрируются они, в основном, в прослоях песчаников и алевролитов, но могут встречаться и в горючих сланцах. Образование фосфоритов происходило, скорее всего, в начальную стадию диагенеза в резко выраженных восстановительных условиях, подтверждением чему может служить наблюдаемая последовательность фосфоритизации исходного глинистого материала и присутствие зерен пирита.

Осадконакопление раннеэоценовых глинистых отложений осуществлялось на фоне отчетливо выраженных пульсирующих движений. Вначале преобладали нисходящие движения, затем – восходящие. С изменением направленности движений менялась глубина бассейна. Максимальных величин (до 100 м) она достигала в середине раннего эоцена, когда отлагались тонкие глинистые осадки и происходило формирование горючих сланцев, минимальных (5-20 м) — в его конце. Солевой режим раннеэоценового бассейна на протяжении всего рассматриваемого времени был близким к нормальному. Не отличался от нормы и газовый режим. Исходя из преобладания теплолюбивых форм, можно предположить умеренно теплую температуру воды.

Незначительное отличие литологического состава смежных толщ сузакских и алайских слоев свидетельствует о слабой активизации тектонических движений в этот период и о преимущественном изменении только химико-гидрологического режима бассейна.

В раннеалайское время, точно так же как и в предсшествующую эпоху, происходило накопление глинистых и, в меньшей степени, карбонатно-глинистых осадков. Однако, на более поздних этапах геологического развития на смену глинистым образованиям приходят карбонатные. Среди карбонатных отложений главная роль принадлежит не известнякам, а доломитам. Последние включают своеобразный комплекс пластинчатожаберных и брюхоногих моллюсков, указывающий на значительные отклонения солевого режима бассейна от нормального. Доломитовые образования вверх по разрезу сменяются известняками и песчанистыми известняками.

Известняки содержат обильную и разнообразную фауну. Терригенно-карбонатные породы заметно обогащены фосфатным материалом. Насыщенные фосфатными соединениями воды теплого неглубокого моря в определенных условиях способствовали осаждению солей фосфора. Процентное содержание Р2О5 находится в прямой зависимости от наличия в осадке грубозернистого терригенного материала.

Восходящие движения в позднеалайское время сменяются нисходящими. Рельеф дна выравнивается и почти на всей территории устанавливаются одинаковые условия осадконакопления. В пределах современной Зиддинской впадины в этот отрезок времени накапливаются в основном глинисто-алевролитовые осадки.

К концу туркестанского времени характер колебательных движений изменился. Морской бассейн заметно обмелел, а отдельные его участки, возможно, даже были выведены на поверхность. Преобладают пески и песчано-алевролитовые образования, в дальнейшем частично или полностью уничтоженные в результате последующего размыва. С формированием исфаринско-ханабадских слоев связывается одна из последних палеогеновых трансгрессий. Результатом этой трансгрессии явилось накопление толщи глинистых и глинисто-алевролитовых осадков с характерной фауной моллюсков и фораминифер. С концом позднего эоцена связывается активизация тектонической деятельности, приведшая к общему подъему территории и значительному сокращению площади бассейна седиментации. Разрез палеогеновых отложений заканчивается песчано-глинистыми красноцветами шурысайского горизонта, которые залегают на подстилающих породах с отчетливо выраженным размывом. Это размыв связан с предшурысайской олигоценовой трансгрессией, после которой, устанавливается континентальный режим.

С неогеновым периодом связывается полная стабилизация континентального режима осадконакопления. К этому моменту территория современной Зиддинской долины представляла из себя всхолмленную аллювиальную равнину, куда в большом количестве выносился грубообломочный материал. Областями размыва являлись местные поднятия, сложенные палеозойскими образованиями и массивами интрузивных пород, что подтверждается составом гальки неогеновых отложений. Проведение замеров наклонов отдельных галек показало, что наряду с главными источниками сноса, расположенными на севере и северо-востоке, имелись и другие, например, в полосе развития гранитоидных интрузий Гиссарского батолита.

Накопление молассоидных образований эпиплатформенного орогенного комплекса происходило в сложной тектонической обстановке. На ранних этапах, когда контрастность движений не достигала своего максимума, происходит отложение хорошо сортированных красноцветных песчано-глинистых осадков. С активизацией движений состав осадков заметно меняется. Широкое распространение получают бурые молассы, в составе которых преобладают грубообломочные отложения. Отложения охарактеризованы пыльцой и спорами ксерофитных растений, свидетельствующие о сравнительно теплом, близким к аридному климате. Более верхние горизонты неогенового разреза обогащены пыльцой и спорами мезофитных растений. Смена ксерофитных спорово-пыльцевых комплексов мезофитными отражает относительное похолодание, вызванное общими поднятиями территории и превращением ее в низкогорную страну.

С позднеплиоценовым временем связывается проявление тальбарской фазы складчатости, имеющей региональный характер. Однако горообразовательные процессы на этом этапе не заканчиваются. В раннем плейстоцене движения становятся еще более контрастными и значительно расширяются по площади, свидетельством чему являются тектонические деформации и смещения по разрывам сравнительно молодых отложений. Территория, ограниченная Главным Гиссарским и Анзобским разломами, испытывала значительно меньшие скорости поднятий по сравнению с окружающими участками. Все это приводит к созданию условий, благоприятных для консервации отложений мезозоя и кайнозоя. В пределах этого блока преобладают процессы аккумуляции.

К началу среднечетвертичного времени Гиссаро-Алай был поднят на высоту около 4 км. Региональные изменения климатической обстановки привели к развитию долинного оледенения, которое в пределах Центрального Таджикистана считается первым из достоверно доказанных. Днищем трога являлась пенепленизированная поверхность мезозой-кайнозойских отложений. Областью питания ледника был цирк в восточной части территории в районе современных перевалов Акба-Куль и Лойля-Куль. Преобладающими отложениями этого времени являлись моренные. Наряду с чисто моренными образованиями, формируются флювиогляциальные, которые вытянуты узкими полосами вдоль долины. Естественно, что в условиях климатических контрастов интенсивно проявлялись осыпные и обвальные процессы в бортах трога. Эти отложения, достигая ледника, вовлекались в движение. В конце среднечетвертичного времени, в результате потепления и, соответственно, увеличения водности рек, создаются благоприятные условия для интенсивного сноса материала за пределы территории. К этому периоду относится формирование общего облика современного рельефа, определяется направление течения главной реки и крупных боковых притоков. Вероятно, со среднечетвертичным временем следует связывать переориентировку напряжений, что привело к появлению разрывов сдвигового типа и формированию сложных структур, особенно на правом борту в западной части долины.

Позднечетвертичное время характеризуется наступлением нового оледенения. Масштабы его не были столь значительны как в среднечетвертичную эпоху. Анализ ледниковых отложений и трогов в сопредельных долинах рек Майхура и Ягноб показывает, что для данной территории Центрального Таджикистана поздний плейстоцен характеризовался, по крайней мере, двумя оледенениями. В долине реки Зидды остались следы лишь одного, вероятно, последнего, которые отчетливо наблюдаются по левым крупным притокам. В восточной части главной долины оледенение доходило, по всей видимости, лишь до ущельной части реки Сангисафед. В условиях затрудненного стока в западной части территории формировались озерные отложения.

Тектоническая активность в позднем плейстоцене характеризуется резкой дифференциацией движений отдельных блоков по меридиональным разломам. Интенсивно воздымается Варзобский блок, центральная и восточная часть впадины. Поднятие первого привело к появлению порога тектонического происхождения, а второго — к формированию ущельной части реки Зидды в интервале от кишлака Обихирф до устья реки Ганчдара, где несколько восточнее, по реке Сангисафед также была сформирована перемычка тектонического происхождения. Темпы поднятий западного и восточного участков впадины были разными, и поэтому, в первом случае палеозойский пенеплен в районе кишлака Зидды оказался погруженным под урез реки, а на востоке в районе источника Ходжа-Сангхок, река до сегодняшнего дня не прорезала моренные отложения.

К этому времени следует отнести формирование крупных оползневых и обвальных смещений сложного типа, некоторых палеосейсмодислокаций, приуроченных к водораздельной части Гиссарского хребта. Приуроченность этих явлений к позднему плейстоцену хорошо доказывается для долин левых притоков реки Майхура, где смещенные массивы, частично эродированные, залегают на среднеплейстоценовом плече трога главной долины.

В голоцене геологическое развитие происходило унаследованно на общем фоне интенсивных темпов тектонических поднятий. Основными чертами этого времени являются: некоторое усложнение ранее существующих структур, формирование пестрого набора покровных отложений различных генетических типов и современного рельефа. При незначительном, по сравнению с предыдущими эпохами, гляциальном процессе широкое распространение получает каровое оледенение. Во второй половине голоцена проявляется постепенное отступление ледников и формирование каровых лестниц, отчетливо сохранившихся в верховьях левых притоков. От ледникового покрова почти полностью освобождается правый борт долины – приводораздельная часть Гиссарского хребта. Современные кары наследуют впадины более древних цирков, преимущественно на склоне северной экспозиции.

Наметившаяся дифференциация блоковых подвижек усиливается в голоцене, что находит свое отражение в различии темпов поднятий северного и южного бортов впадин, разрывах средне- и верхнеплейстоценовых трогов и эрозионных уровней. Усиление сейсмической активности территории проявляется в многочисленных и различных по типу сейсмодислокациях. Благоприятные сочетания тектонических, литологических, гидрогеологических и климатических условий создают оптимальные условия для образования осыпных, обвальных, оползневых, селевых, карстовых процессов, формирующих современный рельеф.

ГЕОМОРФОЛОГИЯ (М. Таджибеков)

Рельеф описываемого района формировался в соответствии с общими закономерностями новейшего тектогенеза. Новейшие движения, создавшие структуру Гиссаро-Алая, во времени имели неравномерное проявление. Такой ход развития неотектонического процесса выразился в вертикальной ярусности рельефа. Морфологически ярус рельефа представляет террасовидную поверхность эрозионного или эрозионно-денудационного происхождения в сочетании с прилегающим склоном. Каждый ярус подразделяется на подъярусы, отражающие малые циклы эрозионного расчленения территории. Ярусность рельефа имеет региональный характер, причем каждому ярусу рельефа соответствует комплекс коррелятных отложений.

По полученным данным (Таджибеков, 1984) рельеф водораздельной поверхности Гиссарского хребта не древнее позднего плиоцена-раннего плейстоцена. В связи с этим, возраст верхнего яруса рельефа условно принимается как N₂³ – Q₁, среднего – Q₂, и нижнего – Q₃.

Фрагменты домезозойского пенеплена сохранились в Зиддинской впадине под плащом мезозойских отложений. В наиболее прогнутой части впадины пенеплен имеет высотную отметку 2000 м с постепенным воздыманием к востоку. Палеозойский цоколь бронируется нижнемеловыми базальными конгломератами или триасовыми и юрскими породами. Следует отметить, что на тех участках, где палеозойский цоколь выведен на поверхность, его не следует отождествлять с древним пенепленом, поскольку он сформирован после размыва отложений мезозоя-кайнозоя.

Предорогенная поверхность выравнивания (P₃ – N₁) сохранилась лишь на северном борту характеризуемой впадины, где она перекрыта отложениями орогенического комлекса. На южном борту донеогеновая поверхность уничтожена позднейшими эрозионно-денудационными процессами.

К верхнему ярусу (N₂³ – Q₁) относятся наиболее древние элементы современного рельефа. Это остатки рельефных форм поздне-плиоценово-раннеплейстоценовой эпохи. В связи с высокой интенсивностью эрозионно-денудационных процессов, элементы более древних уровней не сохранились. Основными морфоструктурными элементами рассматриваемой территории являются поднятия (Гиссарский хребет, горы Санги-Навишта, Осман-Тала) и, собственно, Зиддинская впадина, в ее тектоническом понимании, ограниченная Анзобским взбросом и Главным Гиссарским разломом. Геоморфологический репер находится в пределах Гиссарского хребта на абсолютных высотных отметках 3600-4400 м, а в горах Санги-Навишта и Осман-Тала – 3700-4400 м. В центральной части впадины минимальная абсолютная отметка этой поверхности достигает 2700-2800 м. Здесь поверхность раннего плейстоцена реконструирована на основании анализа мощностей мезозойских и неогеновых отложений. Характеризуемая поверхность на водоразделах хребтов, окружающих впадину выработана в палеозойских образованиях. Наклон поверхности увеличивается с севера и с юга к центру впадины. Рассматриваемая поверхность в центральной части впадины деформирована больше по сравнению с бортами, осложнена пликативными и дизъюнктивными деформациями. В Гиссарском хребте характеризуемая поверхность подвергалась сильному эрозионно-денудационному процессу и сохранилась в виде узких, волнистых водоразделов, местами – небольших выположенных площадок на гребнях хребтов.

В течение позднего плиоцена — раннего плейстоцена в пределах Таджикской депрессии накапливались отложения кулябского комплекса, а в исследуемой территории продукты разрушения выносились за ее пределы.

Оценивая возраст верхнего яруса рельефа в Зиддинской впадине следует отметить, что по северному борту сохранились известковые брекчии, ледникового и обвально-осыпного происхождения, залегающие на породах мела, палеогена и неогена, местами они перекрывают и породы палеозоя. Ранее эти отложения относились к кулябскому комплексу (Чедия, 1963). Вероятно, эти образования имеют более молодой, скорее среднечетвертичный возраст. Установлено, что брекчии приурочены к днищам средне-четвертичных долин. К моменту формирования этих осадков рельеф уже был выработан на коренных породах. Степень дислоцированности описанных брекчий не является показателем дочетвертичного возраста, наблюдаемый наклон связан с первичным рельефом. В образцах, взятых из указанных брекчий, определены формы пыльцы, характерные для позднего плейстоцена-голоцена. Более древняя пыльца не обнаружена.

В большинстве впадин Центрального Таджикистана при наличии полного разреза неогена, нижнечетвертичные отложения залегают на плиоценовых. Подобная картина наблюдается в Пенджикентской и Магианской впадинах. Этот факт свидетельствует, что в стратиграфическом разрезе нижнечетвертичные осадки, как правило, венчают разрез неогеновых отложений, а вышележащие молодые образования залегают на подстилающих толщах с размывом. Обоснование возраста дочетвертичных поверхностей выравнивания в Зиддинской впадине производится также на основании корреляции с одновозрастными поверхностями южного склона Гиссарского и Каратегинского хребтов, аккумулятивными террасами Предгиссарского прогиба и Зеравшанской впадины.

Средний ярус (Q₂) составляют крупные по масштабу формы эрозионно-денудационного происхождения. Сравнение гипсометрического положения останцов аккумулятивных террас и фрагментов морен впадины дало возможность приблизительно установить возраст поверхностей выравнивания как среднечетвертичный. Возраст среднего яруса рельефа, определяется на том основании, что современные водоразделы, окружающие Зиддинскую впадину, имеют раннеплейстоценовую датировку, а более низкие уровни формировались в среднечетвертичную эпоху. Формирование их происходило на протяжении среднеплейстоценовой эпохи. В соответствии с характером ведущего фактора рельефообразования – тектонического, в условиях значительно возросших темпов поднятия происходило интенсивное расчленение выработанной ранее поверхности. Временами интенсивность эрозионных процессов ослабевала, в эти кратковременные паузы формировались эрозионно-денудационные поверхности. В составе яруса выделяются три подъяруса. Возраст верхнего подъяруса нами принимается как раннеилякский (Q₂¹); средний подъярус – соответствует среднеилякскому времени (О₂²) и нижний подъярус формировался в позднеилякское время (О₂³).

Нижний ярус рельефа (Q₃-Q₄) образовался в условиях резко возросших и прогрессивно нараставших скоростей поднятий при интенсивной деятельности эрозионных процессов. Ярус выражен на большей части рассматриваемой территории узкими, крутосклонными, глубокими эрозионными врезами, заложенными в днищах среднечетвертичных долин. Такая картина характерна для восточной части Зиддинской впадины, где сохранились самые нижние, обычно цокольные террасы. Глубина вреза в этих участках достигает 120 м. В наиболее расширеном участке долины реки Зидды, где располагается одноименный кишлак, террасы выражены очень слабо. Эта территория является наиболее прогнутой частью впадины. Судя по отсутствию эрозионных и цокольных террас по бортам указанной долины, западная и центральная части Зиддинской впадины в настоящее время прогибаются. На это указывает переуглубление долины в устьевой части и в районе кишлака Зидды. Восточнее кишлака Зидды намечается увеличение глубины вреза.

Формирование современного рельефа Зиддинской долины обусловлено новейшими тектоническими движениями и находится на стадии восходящего развития. История развития и стадийности формирования рельефа имеет важное значение для оценки величины денудационного среза рудных полей и месторождений и для выявления зон возможного возникновения гравитационных явлений.

ГИДРОГЕОЛОГИЯ И ИНЖЕНЕРНАЯ ГЕОЛОГИЯ (Ю.М.Казаков)

Гидрогеологические условия исследуемой территории, являющейся составной частью Центрально-Таджикского гидрогеологического региона, определяются следующими основными чертами.

1. Преобладающее распространение палеозойских сильно дислоцированных песчаниково-сланцевых, карбонатных и изверженных пород; осадочных и терригенных пород мезозойско-кайнозойского возраста. Четвертичные отложения локализованы преимущественно в нижних частях долины.

2. Расчлененный рельеф, обеспечивающий высокую дренированность водоносных пород (вблизи глубоко врезанных водотоков целые массивы горных пород практически сдренированы).

3. Высотная зональность рельефа и климата, определяющая различные условия обводнения территории.

4. Питание подземных вод осуществляется за счет инфильтрации атмосферных осадков и талых вод снежников, а для аллювиальных отложений – также за счет подтока русловых вод.

Повсеместно отмечается наличие многочисленных родников, преимущественно нисходящего типа. Дебиты изменяются в широком диапозоне, достигая 30-40 л/сек для закарстованных толщ правого борта долины реки Зидды, некоторые из источников являются временно действующими и функционируют в течении 2-4 месяцев, затем пересыхают.

В распределении температуры подземных вод наблюдается зональность, подчиненная среднегодовой температуре различных высотных зон. В нижних частях долины температура вод источников 10-15^oС, в средней части 6-10^oС, на высотах свыше 3000 м менее 6^oС. Источники с минимальной температурой (1-2^oС) расположены вблизи ледников, фирновых полей.

Минерализация подземных вод изменяется в зависимости от приуроченности к тем или иным литологическим разностям пород. Преобладают пресные и ультрапресные воды. Воды со сравнительно высокой минерализацией (0,2-0,7 г/л) характерны для осадочных толщ, воды интрузивного комплекса обладают минерализацией 0,03-0,2 г/л. Наиболее высокие значения минерализации (1,0-3,4 г/л) отмечаются в минеральных углекислых и сероводородных водах. По преобладающим компонентам воды преимущественно гидрокарбонатные кальциевые. При проведении гидрогеохимической съемки (Казаков и др.,1986) практически для всех источников территории Зиддинской долины получены данные микрокомпонентного состава вод, который определялся высокочувствительным методом.

Подземные воды формируются в зоне активного водообмена и по типу циркуляции относятся к поровым (водоносный комплекс 1), пластово-поровым (водоносные комплексы 2-6), зонам открытой трещиноватости (водоносные комплексы 7-13). О связи источников с каким-либо конкретным водоносным горизонтом не всегда возможно судить объективно, точно можно говорить лишь о возрасте и составе пород у выхода источников на дневную поверхность. Выделение водоносных комплексов (ВК) производилось по стратиграфо-литологическому принципу с учетом сведений о литологическом составе пород, гидродинамических особенностях, водообильности толщ и их площадного распространения. Ввиду незначительного развития и отсутствия выходов подземных вод, характеристика триасового водоносного комплекса не приводится. При выделении водоносных комплексов в палеозойских отложениях принято во внимание подразделение территории на структурно-фациальные зоны. Для более полной характеристики водоносных комплексов были использованы некоторые данные по сопредельной территории.

1. ВК четвертичных отложений представлен глыбами, валунами, щебнем, галечником с песчано-суглистым заполнителем. Наиболее обводненными являются аллювиальные отложения главной долины и моренные отложения, развитые в верховьях боковых притоков. Уровень грунтовых вод в аллювии соответствует урезу реки или расположен несколько выше. Режим питания тесно связан с режимом водотока. В устьевой части реки Зидды, благодаря наличию экранирующих глинистых прослоев, воды самоизливающиеся. Воды пресные гидрокарбонатно-сульфатные кальциево-магниевые. Минерализация 0,2-0,5 г/л. Расходы источников обычно 0,1-4,0 л/сек, реже до 10 л/сек

2. ВК неогеновых отложений сложен красноцветными гравилитами, песчаниками, алевролитами, глинами. Родники одиночные с дебитом от 0,01 до 2 л/сек. Минерализация 0,4-0,5 г/л. По химическому составу воды гидрокарбонатные кальциево-магниевые и гидрокарбонатно-сульфатные кальциевые.

3. ВК палеогеновых отложений. Водосодержащими породами являются известняки, песчаники, мергели, из которых наиболее водообильны карбонатные породы. Родники немногочисленные с дебитами 2-5 л/сек. Минерализация 0,3-0,6 г/л. По преобладающим компонентам это гидрокарбонатно-сульфатные кальциево-магниевые воды. С глубиной несколько усиливается минерализация вод до 0,9 г/л и, соответственно, изменяется их состав (гидрокарбонатно-хлоридные натриево-кальциевые).

4. ВК верхнемеловых отложений. В строении водоносного комплекса принимают участие песчаники, известняки, известняки-ракушняки с прослоями глин, гипсов. Разгрузка подземных вод осуществляется в виде одиночных выходов. Дебиты родников 0,15-5 л/сек. Минерализация 0,2-0,6 г/л. По химическому составу они гидрокарбонатно-сульфатные кальциево-магниевые, реже, натриевые.

5. ВК нижнемеловых отложений. По литологическому составу это красноцветные конгломераты, песчаники, алевролиты. Родники встречаются редко. Дебиты 0,01-2,0 л/сек. Минерализация 0,1-0,4 г/л. В основном это гидрокарбонатные кальциево-натриевые воды.

6. ВК юрских отложений представлен глинистыми и песчано-глинистыми сланцами с пластами песчаников, гравелитов, углей. В связи с преобладанием в разрезе слаботрещиноватых, водонепроницаемых глинистых пород обводненность комплекса незначительна. Скважины, пройденные при разведке угольного месторождения Зидды, дали 0,1-0,2 л/сек притока воды. Минерализация вод 0,3-1 г/л, а воды отложений более нижних горизонтов имеют минерализацию до 1,5-2,0 г/л. По составу это гидрокарбонатные натриево-кальциевые в верхней части разреза и хлоридно-гидрокарбонатные натриево-кальциевые в нижней.

7. ВК каменноугольных отложений (верхи якарчинской свиты, сангальтская, снежинская, бачаульдинская, дарахтисурхская свиты) представлен известняками с подчиненными прослоями песчаников, алевролитов. Родники встречаются редко и, в основном, приурочены к разломам, карстовым полостям. Дебиты родников 0,5-1,0 л/сек. Минерализация 0,3-0,5 г/л. Воды гидрокарбонатные, гидрокарбонатно-сульфатные кальциевые.

8. ВК девон-каменноугольных отложений (агбасайская, маргузорская свиты, низы якарчинской свиты) представлен известняками, конгломератами, песчаниками, алевролитами, сланцами. Дебиты родников 0,1-2,0 л/сек. Минерализация 0,3-0,5 г/л. Воды преимущественно гидрокарбонатные кальциевые, реже кальциево-магниевые.

9. ВК силур-девонских отложений (шингская, кутуракская, купрукская, кшутская, магианская свиты) представлен известняками, доломитами. Обладает значительными запасами вод в карстовых резервуарах, что создает определенные трудности при проходке горных выработок. Дебиты родников 1-5 л/сек до 15-20 л/сек. Минерализация 0,3-0,5 г/л. Воды гидрокарбонатно-сульфатные кальциево-магниевые.

10. ВК ордовик-силурийских отложений (ягнобская свита) представлен сланцами, песчаниками, вулканитами. Является наиболее водообильным: здесь зафиксировано наибольшее количество родников со сравнительно стабильными дебитами 0,1-2,0 л/сек. Минерализация 0,3-0,8 г/л. Воды гидрокарбонатно-сульфатные кальциево-магниевые.

11. ВК девон-каменноугольных отложений (намакзорская, зойская, сиоминская, замбарская, муринская свиты) представлен алевролитами, аргиллитами, песчаниками, туфами, известняками, сланцами, родники приурочены к зонам разрывных нарушений. Дебиты 0,3-1,0 л/сек. Минерализация 0,15-0,4 г/л, в редких случаях, до 1 г/л. Воды преимущественно гидрокарбонатные кальциевые.

12. ВК силур-девонских отложений (кабутинская свита) представлен мраморизованными известняками. Дебиты родников 1,0-2,0 л/сек. Минерализация 0,3-0,6 г/л. Тип вод – гидрокарбонатные кальциевые.

13. ВК интрузивных образований представлен гранитами, гранодиоритами. Выходы подземных вод в сопредельных участках представлены многочисленными родниками, преимущественно одиночными, с дебитом 0,5-5 л/сек. Воды ультрапресные и пресные с минерализацией 0,05-0,07 г/л до 0,1-0,2 г/л. По составу они гидрокарбонатно-сульфатные кальциево-магниевые.

Отмечено три выхода минеральных вод: углекислые холодные воды Ходжа-Сангхок и Каратабон, а также источник сероводородных вод в верховьях реки Обишур.

Участок выхода углекислых вод Ходжа-Сангхок находится в восточной части территории . В 1 км юго-западнее расположен родник Каратабон. Слагающие площадь породы – палеозойские сланцы и известняки, в северной части – гранодиориты. В непосредственной близости проходит Анзобский разлом. Дебит источника Ходжа-Сангхок 1,3 л/сек, Каратабон 0,5 л/сек. Температура углекислых источников 7^oС. По химическому составу воды гидрокарбонатные кальциево-натриевые с минерализацией 1,1-3,4 г/л. Реакция воды кислая (pH=6,6), в водах присутствует кремниевая и метаборная кислоты. Содержание углекислоты, придающей воде основные вкусовые качества, достигает 1,3-1,7 г/л. Источники каптированы. Воды источника Ходжа-Сангхок используются для разлива минеральной воды.

Сероводородный источник в верховьях реки Обишур также приурочен к зоне Анзобского взброса. Место выхода прикрыто пролювиальными отложениями. Дебит источника 1л/сек. По химическому составу это сульфатно-хлоридные натриево-кальциевые воды, слабощелочные (pH=7,4) с минерализацией 1,1 г/л. Температура воды 10^oС. На выходе источника ощущается запах сероводорода без его свободного выделения. Источник каптирован.

Инженерно-геологические условия характеризуются наличием разнообразных комплексов горных пород, глубокой расчлененностью рельефа и интенсивным проявлением экзогенных геологических процессов и явлений (Преснухин и др.,1976). Наряду с высокой сейсмичностью, эти особенности в значительной степени затрудняют освоение территории и усложняют эксплуатацию существующих сооружений.

Преобладающее развитие в пределах исследуемой территории имеют породы коренной основы. Их подразделение на стратиграфо-литологические комплексы, показатели свойств некоторых пород и характерные процессы и явления в пределах комплексов приведены в таблице 9. Максимальной прочностью отличаются известняки, гранитоиды, туфы. Наиболее слабыми являются глины. Для осадочных отложений характерна анизотропия, выражающаяся в повышении их прочности перпендикулярно слоистости.

Таблица 9. Физико-механические свойства некоторых пород Зиддинской долины

Формации	Стратиграфо-литологические комплексы	Породы комплекса, по которым имеются данные	Физико-механические свойства					Преобладающие процессы и явления
Формации	Стратиграфо-литологические комплексы	Породы комплекса, по которым имеются данные	Объемная масса, г/см³	Плотность, г/см³	Пористость, %	Прочность, кг/см²	Сцепление, кг/см²	Преобладающие процессы и явления
1	2	3	4	5	6	7	8	9
Орогенные	Четвертичные отложения							Оползни-потоки, осовы, сели, переработка берегов, карст в брекчиях, в высокогорьях – солифлюкция.
Орогенные	Неогеновый	Конгломерат Гравелит	2,38 2,41	2,67 2,66	11,0 9,4	540		Осыпи
Платформенные	Палеогеновый	Известняк Песчаник Мергель Аргиллит Глина	2,26 2,46 2,60 1,75 2,30	2,85 2,83 2,68 2,63	20,6 17,3 3,4	1600 25	250	Оползни-потоки, оползни-соскальзывания, оползни-скольжения, осыпи
	Верхнемеловой	Песчаник Алевролит Известняк Гипс	2,33 2,06 2,42 2,13	2,67 2,65 2,71 2,56	22,6 20,0 11,8 8,0	740 1200 500	135 205 220	Осыпи, поверхностный карст
	Нижнемеловой	Известняк Конгломерат	2,59 2,54	2,69 2,68	3,7 5,6	520 580	107 75	Осыпи
	Юрский	Песчаник Алевролит Уголь	2,46 2,06 1,35	2,68 2,67 2,32	14,0 23,6 36,2	700	100	Плоскостной смыв, оползни-потоки
	Триасовый	Аргиллит	2,81	3,08	3,4	600	130	Интенсивное выветривание, плоскостной смыв
Геосинклинальные	Центрального-Гиссарская структурно-фациальная зона
	Каменноугольный	Известняк Алевролит	2,55 2,66	2,69 2,74	5,6 2,5	850 380	150	Обвалы, осыпи, подземный карст
	Девон-каменноугольный	Песчаник	2,65	2,72	2,2	1000
	Силур-девонский	Известняк	2,69	2,71	0,7	900		Значительные подземные карстовые полости, осыпи, обвалы, сейсмогенные обвалы и оползни
	Ордовик-силурийский	Кварц-хлорит-серицитовый сланец Кварцит	2,6 2,6	2,72 2,69	5,0 3,0	600 1200		Осыпи, сели, грандиозные сейсмогенные оползни
	Южно-Гиссарская структурно-фациальная зона
	Девон-каменноугольный	Туф Песчаник	2,57 2,72	2,63 2,73	0,6	1635 700		Осыпи, сели, плоскостной смыв
	Силур-девонский	Мрамор
	Интрузивный	Гранодиорит Гранит	2,78 2,6		0,1	1411 1550		Интенсивное выветривание, осыпи

Поверхностные отложения представлены четвертичными образованиями различных типов. С инженерно-геологической точки зрения наиболее оптимальными для освоения и строительства являются аллювиальные и пролювиальные площадки, расположенные вне зоны действия склоновых явлений и паводков. Эти отложения обладают хорошей водопроницаемостью, способны выдерживать нагрузки до 6 кг/см². Просадочные свойства отсутствуют. Плотность покровных отложений изменяется в пределах 2,66-2,72 г/см³, объемный вес 1,55-2,25 г/см³, пористость 25-45%, сцепление 0,3-1,5 кг/см².

Экзогенные геологические процессы и явления представлены широким диапазоном их типов и масштабов. Это оползни, обвалы, селевые потоки, лавины, карст. Выделено три основные группы оползней: оползни в палеозойских комплексах пород, в мезозойско-кайнозойских комплексах и в четвертичных отложениях.

Оползни в палеозойских терригенных и терригенно-карбонатных комплексах пород развиты в приводораздельной части Гиссарского хребта. Наиболее крупным является сейсмогенный Анзобский оползень объемом около 1 км³. Смещение контролируется сохранившимися ступенями в рельефе и наличием кулисообразно расположенных сейсморвов в районе метеостанции «Анзобский перевал». Смещенные массы представлены терригенными и карбонатными породами палеозоя с интенсивной раздробленностью. Наличие в окрестности многочисленных сейсмодислокаций и последующая после смещения сработка массива по неоползневому типу подтверждает основную роль сейсмического фактора в формировании данного оползня. Подобные смещения установлены восточнее кишлака Коктеппа, в верховьях реки Гафтдара, севернее кишлака Панчхок, а также на сопредельном северном склоне Гиссарского хребта в верховьях долин рек Анзоб ( Казаков и др.,1975) и Пиндар (Формирование оползней..., 1987) .

Оползни в мезозойско-кайнозойских породах встречаются довольно часто. По механизму смещения выделяются оползни инсеквентного и консеквентного типа. К первому типу относится верхнеплейстоценовый оползень на правом борту реки Зидды севернее лагеря геологического факультета. При смещении структурное единство массива, сложенного мел-палеогеновыми отложениями, было сохранено. Смещение происходило по вогнутой поверхности, близкой к круглоцилиндрической, в результате чего углы наклона пластов смещенных пород несколько увеличены. В рельефе сохранилась отчетливая ступень шириной до 250 м с отдельными понижениями. Фронтальная часть оползня в настоящее время пригружена аллювиальными отложениями реки Зидды мощностью до 60 м. Объем оползня – около 20 млн.м³. Вертикальная амплитуда смещения составляла 60-80 м.

Здесь же на противоположном, левом борту реки Зидды широко развиты оползневые деформации консеквентного типа. Наличие многочисленных, явно смещенных и деформированных пластин песчано-карбонатных пород мела связано с перекосом палеозойского пенеплена под углом 20-25% в северо-западном направлении. Плоскости оползневых смещений совпадают с прослоями глинистых пород. В целом, вероятно, весь этот интенсивно обводненный склон, ограниченный с запада уступом палеозойских пород, с юга – широтным Обиборикским разломом и с востока – меридианом кишлака Обихирф, следует считать оползневым.

Повсеместно развиты оползни в четвертичных отложениях. По механизму смещения это оползни-потоки, сплывы, реже - оползни скольжения. Основным фактором их формирования является интенсивное обводнение склонов атмосферными осадками, поверхностными и подземными водами. Они приурочены к участкам бессистемного орошения, к зонам обводненных разломов и автодорожным врезам, а их подвижки чаще всего происходят в дождливый весенний период. Объемы оползней этой группы достигают 300-500 тыс.м³ при мощности от 5 до 25-40 метров.

С практической точки зрения именно эта категория оползней требует максимального внимания при инженерно-геологической оценке территории. Их влияние на инженерные сооружения и населенные пункты должно учитываться в следующих аспектах. Во-первых, это непосредственная угроза населенным пунктам, трассе автодороги «Душанбе — Ходжент» в районе 69-71 км. Во вторых, возможно перекрытие основного русла с последующим быстрым размывом плотины и переходом реки в селевое состояние. В этом случае, помимо изъятия земель непосредственно в зоне затопления, возникает дальняя угроза для нижерасположенных объектов. Аналогами таких оползней могут быть оползень 1983 года, объемом около 70 тыс.м³, напротив устья Лябикуль, оползень-обвал 1976 года объемом 10 тыс.м³ в зоне выветривания скальных пород в районе мраморного карьера, оползень 1984 года у кишлака Камадон.

Интересным и малоизученным является вариант, когда при оползневом смещении легкоразмываемых глинистых пород в русло реки или бокового притока при постепенном размыве фронтальной части оползня, река на всем своем протяжении обогащается глинистым материалом. Это создает в течении длительного времени определенные трудности при использовании воды реки в технических и питьевых целях. Примером такого явления является размыв оползня в верховьях долины Сангальт, когда 5-7 месяцев вся река Варзоб, вплоть до Душанбе, была мутной и на водозаборах потребовались дополнительные мероприятия для ее очистки.

В распространении обвалов прослеживается четкая закономерность их приуроченности к крутым склонам, сложенным палеозойскими карбонатными комплексами пород. Основными факторами формирования являются высокая сейсмичность территории и наличие многочисленных разрывных нарушений. Наиболее крупным является обвал в долине реки Фиснау. Здесь в результате сейсмического толчка была раздроблена и сорвана водораздельная часть Гиссарского хребта объемом около 50 млн.м³. Не исключено, что в смещение были вовлечены фирн и вскрытые карстовые воды, а в зоне транзита – среднеплейстоценовая морена. Движение массива происходило с большой скоростью вплоть до устья реки Фиснау. Тело обвала в настоящее время частично размыто и перекрыто аллювиальными отложениями реки Зидды. Судя по сопряжению с террасами и озерными накоплениями, возраст обвала — поздний плейстоцен.

Аналогичные обвалы фиксируются в районе перевала Уштур и западнее реки Умдара, где на 200 метровом плече трога хорошо сохранились обвальные массивы, а в приосевой части хребта — ниши отрыва. Вероятно, к этому же типу, но меньших размеров следует отнести обвал на левом борту реки Варзоб, напротив метеостанции «Майхура». Здесь в верхней части склона отчетливо прослеживается обвальная ниша с широкими протяженными трещинами. Смещенный массив в настоящее время почти полностью размыт рекой.

Сели отмечаются практически во всех притоках реки Зидды, что объясняется большим количеством атмосферных осадков, резкими повышениями температуры, активным выветриванием и широким развитием четвертичных отложений. Отмечены сели водокаменного и грязекаменного типа. Первые характерны для левых притоков реки Зидды, долины которых заложены в палеозойских отложениях и исходным материалом для твердой составляющей являются моренные отложения голоценового возраста и вдольрусловые отложения. Конуса выносов в этих долинах пологие. Исключение составляет долина реки Мазорак с хорошо выраженными селевыми накоплениями в виде гряд. Неоднократно за последние годы сели этой долины (как это было в 1982 году) перекрывали русло реки Зидды. Высота плотины тогда составляла 5-10 м и, в результате изменения динамики потока, выше по течению наблюдался интенсивный размыв поймы и низких аллювиальных террас.

Грязекаменные сели характерны для правых притоков. Конуса выносов здесь крупные, шириной до 200 м, отчетливо вырисовываются в рельефе. Сложены они щебнисто-глыбовым материалом с суглинистым заполнителем. Основными очагами зарождения грязекаменных селей являются оползневые, элювиальные и осыпные накопления. Достигая русла реки Зидды, они неоднократно перекрывали ее, на что указывает наличие запрудных фаций и останцы плотин высотой до 10 м. В отличие от водокаменных селей, периодичность которых 5-10 лет, частота схода грязекаменных селей намного меньше и зависит от степени накопления материала в селевом очаге.

Лавины наиболее интенсивно развиты на крутых склонах Гиссарского хребта, гор Осман-Тала, Санги-Навишта. Лавиносбором являются эрозионные врезы с крутизной тальвега 30-35^o. Лавины часто перекрывают русло реки Зидды, но озера за снежной плотиной не образуются, так как река здесь проделывает себе путь под плотиной и образовавшийся снежный мост сохраняется вплоть до июля. Исключение составляет кратковременное озеро, образовавшиеся в 1973 г. при сходе лавины по саю Обиборик. Время его существования — несколько часов, при высоте плотины до 10 метров. Конус выноса лавин состоит из плотного комковатого снега с примесью «лавинного мусора» — глинистых, щебнистых и крупнообломочных пород. Именно вследствие широкого развития лавин автодорога в зимний и весенний период не функционирует. По данным снеголавинной станции «Майхура», сход лавин здесь происходит до середины апреля. Наиболее лавиноопасным месяцем является март. Массовый сход лавин связан с интенсивными снегопадами и оттепелями, а в марте-апреле — с весенним снеготаянием.

В пределах площади выделяются глубинные и поверхностные проявления карста с типичными признаками выщелачивания известняков, доломитов и карбонатного цемента в четвертичных брекчиях. В палеозойских карбонатных толщах карстовые формы представлены сравнительно небольшими пещерами объемом до 10-100 м³ при глубине 10-15 м. Наиболее крупные из них зафиксированы в приустьевой части реки Шурак, севернее источника Ходжа-Сангхок, при входе в ущельную часть реки Зидды. Эти пещеры преимущественно изометрической формы, сухие, дно выстлано суглинистым материалом, на потолке и стенках часто встречаются натечные образования и кристаллы арагонита.

О наличии глубинного карста в приводораздельной части Гиссарского хребта косвенно свидетельствуют многодебитные источники явно карстового происхождения - истоки реки Обишур - и данные разведочного бурения. Западнее кишлака Панчхок, в районе перевала Уштур, в процессе горнопроходческих работ на глубине 70-100 м от дневной поверхности вскрыты крупные «залы» объемом до 600 м³ (Крейденков и др.,1976). Наличие прослоев песка, супеси и мелкого галечника в этих пустотах свидетельствует о периодическом их обводнении. Иногда полости были заполнены водой, что создавало определенные трудности при проведении разведочных работ

В мезозойско-кайнозойских карбонатных и гипсовых толщах, ввиду их незначительной мощности карстовые проявления развиты редко. Преобладают борозды выщелачивания на поверхности бронированных склонов. Наиболее характерным в этом отношении является пологий склон юго-восточнее кишлака Коктеппа, сложенный известняками каракузской свиты. Степень площадной закарстованности здесь достигает 5-10%.

Обильная обводненность рыхлосцементированных брекчий четвертичного возраста на правом борту реки Обишур приводит к интенсивному выщелачиванию карбонатного цемента. В основании этой толщи, в зоне контакта с экранирующими глинисто-карбонатных породами палеогена и мела развиты пещеры длиной до первых десятков метров. В большинстве своем эти пещеры обводнены, встречаются сталактиты диаметром до 30 см. Дно покрыто обрушенными глыбами, пещеры труднопроходимы.

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ (А.Н.Мамонтов)

Рудные полезные ископаемые. Полиметаллическое рудопроявление Студенческое расположено в среднем течении сая Газара, на высоте около 3100 м. Район рудопроявления сложен кварц-хлорит-серицитовыми сланцами ягнобской свиты, слагающими ядерную часть антиклинальной складки. Тонкоплитчатые известняки шингской свиты слагают крылья складки. Жильные тела расположены среди листоватых глинистых известняков южного крыла складки. Они приурочены к крутопадающему разрыву субмеридионального простирания. В составе руд отмечается: пирит, сфалерит, пиротин, халькопирит, галенит, блеклая руда, ковеллин, а также вторичные – церуссит, смитсонит, лимонит, малахит, азурит. Сопровождающие нерудные минералы – в основном кварц, альбит, карбонаты. Рудопроявление по своим параметрам относится к разряду мелких полиметаллических месторождений.

Аналогичное рудопроявление Пенсионерское установлено в верхнем течении сая Газора, вблизи водораздельной части Гиссарского хребта. Район рудопроявления сложен известняками шингской и доломитами кутуракской свит, усложненных разрывными нарушениями и блоково-глыбовыми премещениями. Оруденение приурочено к субширотной зоне окварцованных и лимонитизированных пород. Рудные минералы представлены галенитом, сфалеритом, гематитом, халькопиритом, а из вторичных минералов отмечаются лимонит и халькопирит. Распределение рудных минералов крайне неравномерное и составляют от 5 до 50% объема пород. Текстура руд пятнисто-полосчатая, вкрапленная, структура крупно-зернистая. Лабораторные анализы показывают присутствие в руде свинца от 1 до 12%, цинка от 0,02 до 1,5% и некоторого количества серебра.

Аксинитовое рудопроявление, по данным А.Р.Файзиева, находится на левом борту реки Кульдара. Рудопроявление представлено зоной скарнирования среди известняков и конгломератов палеозоя. Аксинитовая минерализация является наложенной на скарноидные породы и встречается в виде мелких прожилков, мощностью до 1,5-2,0 см и гнездообразных выделений. Основная масса аксинита находится в цементе конгломератов. Аксинит образует тонко- и мелкозернистые агрегаты. Нередко встречаются клиновидные кристаллы аксинита размером до 0,5 см. Здесь выделены две генерации аксинита. Более ранняя темноокрашенная, шоколадно-коричневого цвета, поздняя – фиолетовая, сиреневая. Ассоциируется аксинит с эпидотом, кальцитом, кварцем.

Скарново-рудное (вольфрамовое) рудопроявление Сангальт расположено на правобережье сая Сангальт, у его слияния с рекой Зидды и приурочено к контактовой зоне биотитовых гранодиоритов с известняков якарчинской свиты. Скарновое тело мощностью до 1 м, имеющее вытянутую неправильную форму, сложено пироксеном диопсид-геденбергитового ряда, гранатом (гроссуляр, альмандин), волластонитом и эпидотом. Им сопутствуют кварц, кальцит, пирит, халькопирит, галенит, пирротин, шеелит. Кроме того, здесь в виде примесей А.Р. Файзиевым установлены пренит, анальцим, десмин и сульфид марганца – алабандин.

Скарново-рудное (вольфрамовое) рудопроявление Коктеппе расположено в 1,5 км к северо-востоку от одноименного кишлака. Оно представлено мощной (до 20 м) зоной скарнированных пород, приуроченной к контакту терригенно-карбонатных отложений кутуракской свиты с гранодиоритами Коктеппинского массива. Среди скарнированных пород отмечаются отдельные участки до 2-3 м в поперечнике, сложенные типичными гранатовыми гранат-пироксеновыми скарнами, содержащие мелкие вкрапления шеелита и сульфидов-халькопирита, пирита, галенита, сфалерита.

Золоторудное проявление Газора расположено в долине одноименного правого притока реки Зидды на высоте 2500-2840 м. Открыто в 1955 г. геологической партией под руководством геолога А.И. Менакова. В результате детальной геологической съемки выявлены 7 скарновых зон с вольфрамовым оруденением (Хачикян и др., 1987). Позже в них установлено содержание золота (Волков, 1988).

Бокиты и бокситоподобные породы прослеживаются в долинах Сангальт, Обиборик. Залегают с несогласием на породах каменноугольного возраста и с размывом перекрываются юрскими образованиями. Образовались эти породы в процессе выветривания горных пород и остаточных продуктов процессов выщелачивания карбонатов. По внешнему виду похожи на плотный аргиллит красновато-бурого цвета с серовато-зеленоватыми вкраплениями. Нередко имеют оолитовую структуру и состоят из бобовин, сцементированных плотной массой красно-бурого цвета. Бокситоносные породы выполняют неровности карстового рельефа в известняках . Мощность пластов и линз не превышает 5-10 метров и не представляют промышленного интереса.

Рудопроявление пиролюзита установлено на левом борту реки Якарча. Здесь, в карбонатных породах палеозоя, были зафиксированы отдельные гнезда пиролюзита диаметром 5-10 см. В процессе разведки было установлено, что запасы сырья незначительны и не представляют промышленного интереса.

Неметаллические полезные ископаемые. По составу, свойствам и по практическому применению эти ископаемые подразделяются на 3 группы – минеральное сырье, строительные материалы и горючие полезные ископаемые. Из полезных ископаемых первой группы на территории Зиддинской впадины известны целестин, фосфориты, волластонит, огнеупорные глины, известняки и доломиты.

Целестин – сульфат стронция – встречен в виде линзообразных тел мощностью до 7-10 см в песчано-глинистых отложениях сантонского яруса на правом борту долины Зидды. Структура минералообразования – мелкозернистая, цвет – беловато-серый. Проявление целестина практического значения не имеет, представляет лишь минералогический интерес.

Месторождение фосфоритов приурочено к отложениям алайских и туркестанских слоев палеогена, на правому борту в западной части долины реки Зидды. Фосфоритные пласты, находящиеся в алайских слоях представляют собой, известняки, светло-серого цвета, иногда глинистые, песчанистые. Фосфориты представлены фосфатизированными обломками различных брахиопод, пелиципод, отдельными фосфатными зернами, желваками. Распределение фосфатных зерен и образований неравномерное. Содержание Р₂О₅ в пластах алайских слоев варьирует от 4 до 8%. Мощность пластов 0,5-0,7 м. Фосфоритовые пласты туркестанских слоев представляют собой песчано-глинистую породу с зернами и желваками фосфоритов. Размер зерен 1,5-2 мм. Цемент карбонатный, иногда фосфатовый. Содержание Р₂О₅ 6-10%. Мощность пластов 0,5-1,0 м.

Огнеупорные глины отмечаются среди угленосных отложений юрского возраста по обеим бортам долины Сангальт. Мощности пластов и запасы глин небольшие, практического значения не имеют. Глины этого типа могут применяться для изготовления огнеупорного кирпича, для нужд металлургической промышленности.

Адсорбционные глины – бентониты – встречаются в верхнепалеогеновых отложениях в исфаринских-ханабадских слоях в верховьях реки Зидды, где они образуют прослои мощностью 0,3 м. Цвет глин разнообразный, преобладает светло-серый. Характерен восковой блеск, раковистый излом и мылоподобный облик. Применяются такие глины в мыловаренной промышленности, а также для очистки нефтепродуктов, масел и тканей в текстильной промышленности.

Волластонит обнаружен в осыпях скарнов близ устья Сангальт и в зоне гранитоидов у кишлака Панчхок в небольших количествах. Этот минерал сформирован при скарнообразовании на контакте кислых магматических пород с палеозойскими мраморизованными известняками.

Известняки и доломиты широко распространены на территории Зиддинской впадины среди палеозойских и мезозойско-кайнозойским отложений. Запасы их представляют практический интерес. Известняки и доломиты могут применяться для производства кальцинированной и каустической соды, карбида кальция, и различных видов цемента. Кроме указанных минералов и пород в долине Обиборик обнаружены небольшие друзы горного хрусталя, в долине реки Обишур - жеоды с кристаллами кальцита, кварца.

Зиддинская впадина чрезвычайно богата разнообразными строительными материалами. Мраморы белого и светлосерого цветов слагают кабутинскую и шутскую свиты. В карьере Кабуты мраморы разрабатываются и вывозятся в Душанбе, где используются для приготовления мраморной крошки и других целей.

Строительный камень — известняки, доломиты, песчаники, магматические породы — широко распространен на территории района и относится к образованиям различного возраста, начиная с палеозоя. Материал используется для нужд местного строительства.

Цементное сырье – мергели, известняки, доломиты, глины – развито почти повсеместно и характеризуется большими промышленными запасами. Эти породы отмечены среди отложений силура, девона, карбона, верхнего мела и палеогена.

Кирпично-черепичное сырье – глины и суглинки. Образования этого типа приурочены к отложениям верхнего мела, палеогена и плейстоцена. Используются местным населением для строительных целей.

Песчано-гравийные материалы приурочены к аллювиальным отложениям и конусам выноса. Используются местными жителями для нужд строительства, а также для создания дорожного покрытия автодороги.

Гипс обнаружен в небольших количествах в меловых отложениях , где образуют прослои мощностью до 0,5 м, залегающих среди глин. Гипс в обожженном состоянии – алебастр – применяется в строительном деле и медицине.

Месторождение угля находится на левом борту реки Сангальт и приурочено к отложениям юрского возраста. На поверхности угленосная толща обнажается узкой полосой вдоль обеих бортов реки Сангальт на протяжении около 2,5 км. Отмечается несколько угольных пластов, мощностью от 0,6 до 8 метров. Угли залегают среди глинистых сланцев, глин и песчаных пород. Уголь отличается высокой калорийностью и небольшой зольностью. Разработка каменноугольного месторождения осуществлялась ранее и возобновлена в настоящее время.

Горючие сланцы в виде пласта мощностью до 1,5-2 м залегают в основании сузакских слоев палеогенового возраста. Эти глинистые и песчанистые сланцы черного или буро-черного цвета,. Они обладают горючими свойствами вследствие наличия в их составе продуктов разложения органического вещества. По плоскостям напластования можно обнаружить остатки рыб: чешую, части скелетов. Встречаются зерна фосфоритов. Горючие сланцы не разрабатываются, хотя в других районах Таджикистана используются в небольших количествах как удобрения, поскольку содержат в своем составе различные микроэлементы.

ЛИТЕРАТУРА

1. Бабаев А.М., Кошлаков Г.В., Мирзоев К.М. Сейсмическое районирование Таджикистана. Душанбе, 1978.

2. Баратов Р.Б. Интрузивные комплексы южного склона Гиссарского хребта и связанные с ними оруденения. Душанбе, Дониш, 1966.

3. Горецкая Е.Н. Магматизм и металогения в палеозойской истории геологического развития Южного Гиссара (Южный Тянь-Шань). Петрограф.сб.ВСЕГЕИ №4, 1962.

4. Джалилов М.Р., Андреев Ю.Н., Хакимов Ф., Гольтман. Меловые отложения Центрального Тажикистана. Труды ТО ВНИГНИ. Душанбе, Дониш, 1971.

5. Казаков Ю.М., Преснухин В.И. Особенности развития оползневых явлений в долине Шадман-Дара (северный склон Гиссарского хребта). В сб.: Гидрогеология и инженерная геология. Душанбе,1975

6. Казаков Ю.М., Мамонтов А.Н., Хасанов А.Х. Геологическое строение Зиддинской впадины. Душанбе,1985

7. Казаков Ю.М., Мамадвафоев М.М., Мамонтов А.Н. Опыт применения гидрогеохимических методов при поисках скрытого оруденения в Центральном Таджикистане. Тезисы докладов Всесоюзного совещания - Гидрогеохимические поиски месторождений полезных ископаемых. Томск, 1986

8. Костенко Н.П., Чистяков А.А. Некоторые закономерности новейшего развития горных впадин (на примере Зеравшанской котловины). Бюллетень комиссии по изучению четвертичного периода, 1962, №27.

9. Крейденков Г.П. Палеогеновые отложения юго-западных отрогов Гиссарского хребта и сопредельных с ними районов. В сб.: Новые данные по геологии Таджикистана, вып.2, Душанбе, 1973.

10. Крейденков Г.П., Бузуруков Д.Д., Олейник В.В., Распопин В.А., Ашуров А.А. Палеогеновые отложения Гиссарского и Каратегинского хребтов. В сб.: Геологическое строение и нефтегазоносность Таджикистана. Душанбе, 1974.

11. Крейденков Г.П., Казаков Ю.М., Яснов А.Т. О склоновых процессах и карсте в долине р. Оби-Огба. В сб.: Вопросы гидрогеологии и инженерной геологии Таджикистана. Душанбе, 1976.

12. Крейденков Г.П., Казаков Ю.М., Пильгуй Ю. Н. К вопросу о формировании современной структуры Зиддинской впадины. В сб.: Новые данные по геологии Таджикистана. Душанбе, 1979.

13. Кухтиков М.М. Тектоническая зональность и важнейшие закономерности строения и развития Гиссаро-Алая в палеозое. Душнабе, 1969.

14. Лаврусевич А.И., Лаврусевич В.И. К вопросу о возрасте «ягнобских» сланцев. В сб.: новые данные по геологии Таджикистана, вып.2, Душанбе, 1973.

15. Марков А.Б., Преснухин В.И. Химический состав травертинов источника Ходжа-Санг-Хок (Южный Гиссар). ДАН Тадж.ССР, 1978, т. XXI, №7.

16. Махорин А.А., Умеркулов М.М., Казаков Ю.М. Изменение геологической среды при создании Зиддинского водохранилища в Таджикистане. В сб.: Экзогенные процессы и проблемы рационального использования геологической среды. Ташкент. 1985

17. Несмеянов С.А., Бархатов И.И. Новейшие и сейсмогенерирующие структуры Западного Гиссаро-Алая. М., Наука, 1978.

18. Овчинников С.К. Новые данные по геологии южного склона Гиссарского хребта. Известия Таджикского филиала АН СССР, № 11.

19. Преснухин В.И., Крейденков Г.П., Марков А.Б., Казаков Ю.М. Схема инженерно - геологического районирования Зиддинской впадины В сб.: Вопросы гидрогеологии и инженерной геологии Таджикистана. Душанбе, 1976.

20. Расчленение стратифицированных и интрузивных образований Таджикистана. Душанбе, Дониш, 1976.

21.Салтовская В.Д., Старшинин Д.А., Лаврусевич А.И. К стратиграфии девонских и каменноугольных отложений Зиддинской впадины. В сб.: Новые данные по геологии Таджикистана. Душанбе, 1974, вып.3.

22. Таджибеков М. Особенности четвертичной тектоники и возраст рельефа Зиддинской впадины. Известия АН Тадж.ССР, отделение физико-математических и геологических наук, №4, 1984.

23. Таджибеков М. Новейшие движения по граничным разломам Зиддинской впадины. Докл.АН Тадж.ССР, т. ХХУ, № 12, 1982.

24. Усков Ю.С., Ускова Р.А. Лавиноопасные районы Таджикистана. Изв.АН Тадж.ССР, отд. физ.-мат. и геол.наук, №4, 1984.

25. Формирование оползней,селей и лавин. Инженерная защита территорий. Москва, МГУ, 1987

26. Хасанов А.Х. Материалы к схеме верхнепалеозойского магматизма восточного Гиссара и Каратегина (Южный Тянь-Шань). Труды института геологии АН Таджикской ССР, т.4, 1961.

27. Хасанов А.Х Петрология и рудоносность метасоматических комплексов Центрального Таджикистана. Душанбе, Дониш, 1976.

28. Чедия О.К. Новейшие структурные формы Гиссаро-Алая (примере Зиддинской впадины). Известия АН Таджикской ССР, отд. геологических и технических наук, 4(13), 1963.

29. Чедия О.К. Юг Средней Азии в новейшую эпоху горообразования. Кн.1, 2,.Фрунзе, 1972.

P i c t u r e s a n d M a p s