Национальной академии наук республики казахстан

Известия Национальной академии наук Республики Казахстан  
 
 
   
20  
[17] Michajlow N.P., Mockalewa W.N. Al'pinotipnye ul'traocnownye intrusii // W kn. Geologija CCCR. M., 1972.Vol. XX.  
[18] Kusnezow I.E. Ul'trabasity Tekturmacckogo antiklinorija. Problemy geologii Kasachctana. Kn.1.  Is-wo  MGU,  1980.              
P. 122-139.  
[19] Sajzew Ju.A. Mantijnye giperbasitowye waly ocobyj tip geocinklinal'nych glubinnych ctruktur w paleosoidach jewgeo-
cinklinaljach Kasachctana. Materialy po geologii Zentral'nogo Kasachctana. Vol. XIX. Is-wo MGU. 1980. P. 140-182. 
[20] German L.L. Produkty krictallisazii octatotschnych racplawow pri vrakzionirowanii basal'towoj magmy w oviolitach 
Tekturmaca (Zentral'nyj Kasachctan). Tes. dokl. IV Kas. petrogravitscheckogo coweshanija. Karaganda, 1988. P. 36. 
[21] Magmatitscheckie komplekcy Zentral'nogo Kasachctana. Putewoditel' jekckurcii IV Kasachctanckogo petrogravits-
checkogo coweshanija. Karaganda, 1988. 62 p.  
[22] Turmanidse T.L., Grischin D.M., Petscherckij D.M., Ctepanez W.G. Paleomagnitnaja invormazija ob ordowikckich ovio-
litach is allochtonnych macciwow Karaultscheku, Tolpak i Basarbaj (Zentral'nyj Kasachctan) // Geodinamika. 1991. N 4. P. 54-69.  
[23] Ctepanez W.G. Geologija i geodinamika oviolitow Zentral'nogo Kasachctana. KGTU. Karaganda, 2015a. 362 p. 
[24] Sajzew Ju.A. Jewoljuzija geocinklinalej (owal'nyj konzentritschecki sonal'nyj tip). M.: Nedra, 1984. 208 p. 
[25] Jakubtschuk A.C. Tektonitscheckaja posizija i ctroenie oviolitow Zentral'nogo Kasachctana na primere Tekturmacckoj i 
jugo-sapadnoj tschacti Majkain-Kysyltacckoj sony: Awtoreverat dic. ... kand. geol-miner. nauk. M.: Isd-wo MGU, 1991. 16 p. 
[26] Nikitin I.V. Ordowikckie kremnictye i kremnicto-basal'towye komplekcy Kasachctana // Geologija i geovisika. 2002. 
Vol. 43. P. 512-527. 
[27] Ctepanez W.G. Petrologija i geologitscheckaja posizija oviolitow Cewero-Woctoka Z. Kasachctana: Diccertazija kand. 
geol.-min. nauk / IGN AN RK. Alma-Ata, 1992. 325 p. 
[28] Popov L.E., Tolmacheva T.J. Conodont distribution in a deep-water Cambrian-Ordovician Boundary Sequence from 
South-Central Kazakhstan // Ordovician Odyssey: Short Papers for the International Symposium on Ordovician System. Las 
Veges, Nevada. USA, 1995. P. 121-124.  
[29] Ctepanez W.G., Gridina N.M., Konik W.E.) Werchneordowikckie olictoctromy i ctratigravija wulkanogenno-kremnic-
tych komplekcow gor Agyrek i Kocgombaj (Zentral'nyj Kasachctan) // Geologija Kasachctana. 1998. N 1. P. 12-23. 
[30] Gridina N.M. Konodonty w kremnictych otlozhenijach cewero-woctoka Zentral'nogo Kasachctana // Geonauki w 
Kasachctane. MGK-32. Doklady kasachctanckich geologow. 2003. P. 135-140. 
[31] Antonjuk R.M. Wulkanogenno-kremnictye vormazii Zentral'nogo Kasachctana // Ctratigravija dokembrija Kasachctana 
i Tjan'-Schanja. M.: Isd-wo MGU, 1971. P. 152-160. 
[32] Antonjuk R.M., Ewceenko R.D., Ctepanez W.G., Granki M.C., Mal'tschenko E.G. Geodinamitscheckaja karta Kasach-
ctana. Cerija Zentral'no-Kasachctanckaja. M. 1 : 1 500 000. 1995. 251 p.  
[33] Jakubtschuk A.A., Ctepanez W.G., German L.L. Roi plactintschatych daek, cubparallel'nych w oviolitowych macci-
wach – cwideteli cpredinga // DAN CCCR. 1988. Vol. 298, N 5. P. 1193-1197.  
[34] Awdeew A.W. Geologija oviolitowych son Kasachctana: Awtoreverat dic. ... d-r. geol.-min. nauk. Nowocibirck, 1986. 32 p. 
[35] German L.L., Rjasanzew A.W. Mikrogabbrowaja sona w oviolitowych macciwach i problema rodonatschal'noj magmy. 
Wectnik MGU, cer. geol. 1988. N 5. P. 71-75.  
[36] Swonzow W.C. Kremnicto-cpilitowaja vormazija Tekturmacckogo antiklinorija. Trudy IGN KasCCR. 1967. Vol. 24. P. 11-25.  
[37] Baraboschkin E.Ju., Tschitalin A.V. Ctroenie uclowija obrasowanija nurtschekenckoj tolshi Tekturmacckogo antikli-
norija. Wectnik MGU, cer. Geol. 1989. N 1. P. 34-44. 
[38] Kolman R.G. Oviolity. M.: Mir, 1979. 262 p.  
[39] Tschetwerikow C.D. Rukowodctwo k petrochimitscheckim perectschetam. M.: Gocgeoltechisdat, 1956. 246 p.  
[40] Ishii T., Robinson P.T., Maekawa H., Fiske R. Petrological studies of peridotites from diapiric serpentinite seamounts in 
the Isu–Ogasawara–Mariana forearc, Leg 125. In: Fryer, P., Pearce, L.B., Stokking, L.B. (Eds.), Proc. Ocean Drill. Prog., College 
Station, TX (Ocean Drilling Program). 1992. P. 445-485. 
[41] Beccaluva L., Maccciotta G., Piccardo G.B., Zeda O. Clinopyroxene composition of ophiolite basalts as petrogenetic 
indicator // Chem. Geol. 1989. 77. P. 165-182. 
[42] Loucks R.R. Discrimination of ophiolitic from nonophiolitic ultramafic-mafic allochthons in orogenic belts by the 
Al/Ti ratio in clinopyroxen // Geology. 1990. Vol. 18. P. 346-349. 
[43] LeBas M.H. The role of aluminum in igneous clinopyroxenes with relation to their parentage // American Journal of 
Science. 1962. Vol. 260. P. 267-288. 
[44] Pawlow N.W. Chimitscheckij coctaw chromschpinelidow w cwjasi c petrogravitscheckim coctawom porod ul'trao-
cnownych intrusiwow // Tr. Inctituta geol. nauk AN CCCR. Wyp. 103. Cerija rudnych mectorozhdenij. 1949. N 13. P. 10-35.  
[45] Cameron W.E., Nisbet E.G., Dietrich V.J. Boninites, komatiites and ophiolitic basalts // Nature. 1979. Vol. 280. P. 550-553. 
[46] Irvine T.N., Baragar W.R.A. A guide to the chemical classification of the common volcanic rocks // Canadian Journal of 
Earth Sciences. 1971. 8. P. 523-548. 
[47] Mullen E.D. MnO-TiO
2
-P
2
O
5
. A minor element discrimination for basaltic rocks of oceanic environments and its 
implications for petrogenesis // Earth and Planetary Science Letters. 1983. 62. P. 53-62. 
[48] Pearce T.H., Gorman B.E., Birkett T.C. The relationship between major element chemistry and tectonic environment of 
basic and intermediate volcanic rocks // Earth and Planetary Science. 1977. 36. P. 121-132.  
[49] Ishikawa T., Nagaishi K., Umino S. Boninitic volcanism in the Oman ophiolite: Impli-cations for thermal condition du-
ring transition from spreading ridge to arc // Geology. 2002. Vol. 30, N 10. P. 899-902. 
[50] Cox K.G., Bell J.D., Pankhurst R.J. The Interpretation of Igneous Rocks. George, Allen and Unwin, London, 1979. 450 p. 
[51] Sun S.-S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implications for mantle composition and 
processes // Magmatism in the Oceans Basins (Saunders A. D. and Norry M. J., eds) Geol. Soc. Lond. Sp. Publ. 42. 1989). P. 313-345. 
[52] Conderc A.D., Tarni Dzh. Geochimitscheckie charakterictiki basal'towogo wulkanisma w sadugowych baccejnach. 
Geologija okrainnych baccejnow. M.: Mir. 1987. P. 102-133.  

ISSN 2224-5278                                                                                 Серия геологии  и технических наук. № 6. 2016 
 
 
21 
[53] Hamer R.D. Petrogenetic aspects of the Jurassic-Early Cretaceous volcanism, northernmost Antarctic Peninsula. En 
Oliver R.J., James P.R. y Jago J.B. (eds). Antarctic Earth Sciences, Canberra, Australian Academy of Sciences y Cambridge Uni-
versity. Cambridge, 1983. P. 338-342.  
[54] Hofmann A.W. Mantle geochemistry: the message from oceanic volcanism // Nature. 1997. Vol. 385. P. 219-229.  
[55] McKenzie D., O’Nion R.K. Mantle reservoirs and ocean island basalts // Nature. 1983. Vol. 301. P. 229-231. 
[56] Tatsumoto M., Basu A.R., Wankang, H. Sr-Nd-Pb isotopes of ultramafic xenoliths in volcanic rocks of eastern China: 
enriched components EM I and EM II in subcontinental lithosphere // Earth Planet. Sci. Lett. 1992. Vol. 113. P. 107-128.  
[57] Ctepanez W.G. «Oviolity» nizhnego paleosoja Cewernogo Pribalchasch'ja ne otrazhajut coctaw okeanitscheckoj kory 
geologitscheckogo proschlogo. Iswectija NAN RK. Cerija geologii i technitscheckich nauk. 2015b. N 5. P. 5-29.  
[58] Bonatti E., Honnorez J., Ferrara G. Peridotite-gabbro-basalt complex from the equatorial mid-Atlantic ridge. Philoso-
phical Transactions of the Royal Society of London. Series A-268. 1971. P. 385-402.  
[59] Manatschal G., Müntener O. A type sequence across an ancient magmapoor ocean–continent transition: The example of 
the western Alpine Tethys ophiolites. Tectonophysics 473. 2009. P. 4-19. 
[60] Dilek Y. Ophiolite concept and its evolution, in Dilek, Y., and Newcomb, S., eds., Ophiolite concept and the evolution 
of geological thought: Boulder, Colorado, Geological Society of America Special Paper 373. 2003. P. 1-16. 
[61] Bea F., Corretgé L.G., Fershtater G. A systematic typology of granitoid rocks from major element composition I: the 
upper silica range. Boletín de la Sociedad Española de Mineralogía. 2000. 23. P. 121-133. 
[62] Whalen J.B., Currie K.L., Chappell B.W. A-type granites: geochemical characteristics, discrimination and petrogenesis 
// Contrib. Mineral. Petrol. 1987. 95. P. 407-419. 
[63] Pearce J.A., Harris N.B.W., Tindle A.G. Trace Element Discrimination Diagrams for the Tectonic Interpretation of 
Granitic Rocks // Journal of Petrology. Vol. 25. P. 956-983.  
[64] Eby G.N. A-type granites: magma sources and their contribution to the growth of the continental crust [Тext]  /                  
G.N. Eby // Seventh Hutton Symposium on Granites and Related Rocks. 2011. P. 51-52.  
[65] Frost C.D. On Ferroan (A-type) Granitoids: their Compositional Variability and Modes of Origin [Тext] // C.D. Frost, 
B.R. Frost // Journal of Petrology. 2010. Vol. 52. I. 1. P. 39-53.  
[66] Litherland M., Aspden J.A., Jemielita R.A. The Metamorphic Belts of Ecuador. British Geological Survey, Overseas 
Memoir. 1994. 11. 147 p. 
[67] Cuworow A.I. Nowye dannye o ctroenii Tekturmacckoj sony (Zentral'nyj Kasachctan) // DAN CCCR. 1973. Vol. 213, 
N 3. P. 677-680. 
[68] Petscherckij D.M., Didenko A.N. Paleoasiatckij okean: Petromagnitnaja i paleomagnitnaja invormazii o ego litocvere. 
M.: OIVS RAN. 1995. 298 c.  
[69] Christensen N.I., Salisbury V.H. Structure and constitution of the lower oceanic crust // Reviews of Geophysics. 1975. 
Vol. 13, Issue 1. P. 57-86.  
[70] Scotese C.R. Continental Drift, 7th edition, PALEOMAP Project, Arlington, Texas, 1997. 79 p. 
[71] Xiao W., Han C., Yuan C., Sun M., Zhao G., Shan Y. Transitions among Mariana-, Japan-, Cordillera- and Alaska-type 
arc systems and their final juxtapositions leading to accretionary and collisional orogenesis. From: Kusky, T. M., Zhai, M.-G. & 
Xiao, W. (eds) The Evolving Continents: Understanding Processes of Continental. Growth. Geological Society, London, Special 
Publications. 2010. 338. P. 5-53.  
 
В. Г. Степанец  
 
RCMIR_COM. Германия 
 
ТЕКТҰРМАС ПРИЗМАЛЫ ОФИОЛИТІНІҢ ГЕОДИНАМИКАЛЫҚ ЛАУАЗЫМЫ  
(ОРТАЛЫҚ ҚАЗАҚСТАН). 2-Бөлім 
 
Аннотация.  Тектұрмас  аккреционды  призмасының  құрамы  төменгі  полеозойдағы  геодинамикалық 
офиолитті лауазымда қарастырылған. Тектұрмас офиолитінің аккреционды призмасы субдукция аймағының 
үстінде  қалыптасқан  жəне  белсенді  девон  құрлықтық  шеткі  Еврамерика  палеонтологиялық,  литологиялық 
жəне петрохимиялық сараптаманың мəліметтері негізінде дəлелденеді. Шідертінді доғалық бассейн-Девонды 
жанартаулы  плутоногенді  аймақ-Нұрын-Қарасор  алдыңғыдоғалық  иілім – Жанартаулық  емес  (Тектұрмас 
аккреционды  призмасы)  тар  арал  доғасының  өзіне  енгізілген  девонбойымен  Еврамериканың  солтүстік-
шығыс бөлігіндегі жағалауы құрылымдық қатар болып енгізілген.Жоғарғы ордовикта жəне силурда кембри-
лісубмұхиттық  плитаның  жылжуымен  төменге  көшуі  немесе  батқан  құрлықтық  тармақшасының  қыртысы 
ерте  палеозойлық  кезеңде  тұрақтануы  шеттік  құрлық  аймағының  құрылымын  көрсетуі  мүмкін.  Панталас 
субдукция аймағында Сарыарқа тектоникалық плитасы жəне Атасу-Мойынты ұқсас қалыптасып туындаған 
төменгі  силур  олистростомды  бастырылған  жоғарғы  ордовик  əр  түрлі  қалыптасқан  офиолитер  Тектұрмас 
аккреционды  призмасын  құрайды.  Ерте  арал  доғасы  жəне  доғалық  таратылған  бассейндер,  мариан  түрлі 
қарпайым  арал  доғасы,  алдыңғы  доғалық  бассейннің  офиолитті  аналогы  тектоникалық  жамылғының  құра-
мында кездеседі.  
Түйін сөздер: Қазақстан, офиолиттер, аккреционды призма, төменгі палеозой, арал доғасы.
 

Известия Национальной академии наук Республики Казахстан  
 
 
   
22  
N E W S 
OF THE NATIONAL ACADEMY OF SCIENCES OF THE REPUBLIC OF KAZAKHSTAN 
SERIES OF GEOLOGY AND TECHNICAL SCIENCES 
ISSN 2224-5278 
Volume 6, Number 420 (2016), 22 – 32
 
 
 
H. H. Paragulgov
1
, T. H. Paragulgov
2
, E. S. Musina
3
 
 
1,3
Institute of Geological Science named after K. I. Satpayev LLC, Almaty, Kazakhstan, 
2
“TENGE” Joint Venture LLP. 
E-mail: musina.63@mail.ru 
 
THE CORRELATION OF PALEOZOIDS OF THE EAST URAL,  
TIAN SHAN AND WEST OF CENTRAL KAZAKHSTAN
 
 
Abstract.  The connection features of paleozoids of Ural, Tian Shan and the western edge of the Central 
Kazakhstan were considered. It was established that Paleozoic structures of East Ural does not attenuate up to the 
south, but connecting with west parts of Tian Shan, forming unifiedMugodzhar-Alay zone. To the east from Mugod-
zhar-Alay zone is settling early-Hercynian zone, consisting from Chatkal-Kuram system and Big Karatau Mountains, 
covered by mezo- Cenozoic sediments of SyrDaryain basin and South Torgay. The first zone is characterized by 
igneous-sedimentary and igneous formation of Upper Paleozoic; the second zone is characterized by the complex of 
sediments and absence of Upper Paleozoic magmatism. The east edge of early-Hercynian zone is the boundary 
between Upper Paleozoic of Ural-Tian Shan zone and Caledonian orogeny zone of Central Kazakhstan. The study 
showed a good comparability of the Upper Paleozoic geological sections of Irgiz zone, Sultanuizdag, North Bukan-
tau and North Nuratau; North-Torgai, South-Torgai, East Aral and Syr Darya sedimentary basins; Baikonur Syncli-
norium, Big Karatau, Ugam, Karatau-Naryn and Chatkal-Kuram zones. 
Keywords: tectonic, paleozoids, hercynids, sedimentary basins, folded regions, regional faults, correlation, 
terrigen-carbonate and igneous-sedimentary complexes. 
 
 
УДК 55(1/9) 
 
Х. Х. Парагульгов
1
, Т. Х. Парагульгов
2
, Э. С. Мусина
3 
 
1,3
Институт геологических наук им. К. И. Сатпаева, Алматы, Казахстан, 
2
ТОО «Совместное предприятие «Тенге» 
 
КОРРЕЛЯЦИЯ ПАЛЕОЗОИД ВОСТОКА УРАЛА, ТЯНЬ-ШАНЯ И ЗАПАДА 
ЦЕНТРАЛЬНОГО КАЗАХСТАНА 
 
Аннотация.  Рассмотрены  особенности  сочленения  палеозоид  Урала,  Тянь-Шаня  и  западной  окраины 
Центрального Казахстана. Установлено, что палеозойские структуры Восточного Урала не затухает на юг, а 
сочленяются  с  западными  виргациями  Тянь-Шаня,  входя  вместе  с  ними  в  единую  Мугоджаро-Алайскую 
структурно-фациальную зону. К востоку от Мугоджаро-Алайской зоны располагается раннегерцинская зона, 
охватывающая Чаткало-Кураминскую систему, Большой Каратау, закрытые мезо-кайнозойскими отложения-
ми территории Сырдарьинского бассейна и Южного Торгая. Первая из указанных зон характеризуется набо-
ром вулканогенно-осадочных и магматических формаций верхнего палеозоя, то вторая – комплексом отло-
жений  и  почти  полным  отсутствием  магматизма  в  верхнем  палеозое.  Восточная  граница  раннегерцинской 
области,  которой  отвечают  "Главная  структурная  линия  Тянь-Шаня"  и  находящиеся  на  ее  продолжении 
Главный  Каратауский  и  Западно-Улутауский  разломы,  является  в  то  же  время  границей  раздела  верхнего 
палеозоя Урало-Тяньшанского пояса и каледонид западной окраины Центрального Казахстана. Проведенные 
исследование  показали  хорошую  сопоставимость  разрезов  верхнего  палеозоя  Иргизской  зоны,  Султануиз-
дага, Северного Букантау и Северного Нуратау; Северо-Торгайского, Южно-Торгайского, Восточно-Араль-
ского  и  Сырдарьинского  осадочных  бассейнов;  Байконурского  синклинория,  Большого  Каратау,  Угама, 
Каратау-Нарынской и Чаткало-Кураминской зон. 
Ключевые слова: тектоника, палеозоиды, герцениды, осадочные бассейны, складчатые области, регио-
нальные разломы, корреляция, терригенно-карбонатные и вулканогенно-осадочные комплексы. 

ISSN 2224-5278                                                                                 Серия геологии  и технических наук. № 6. 2016 
 
 
23 
Особенности  сочленения  палеозоид  Урала,  Тянь-Шаня  и  западной  окраины  Центрального 
Казахстана  издавна  привлекают  внимание  исследователей  (рисунок 1). Большой  практический 
интерес  эти  вопросы  начинают  приобретать  в  последние  годы.  Вызвано  это  открытием  крупных 
месторождений  нефти  и  газа  и  других  полезных  ископаемых  в  пределах  указанных  районов  и 
необходимостью  прогнозирования  подобных  месторождений  на  их  продолжении.  Однако  среди 
геологов все еще нет единого мнения как по структурно-тектоническим особенностям, так и стра-
тификации осадочного заполнения  данных  регионов.  Объясняется  прежде  всего,  недостаточной 
изученностью  глубинного  строения  осадочных  бассейнов  (ОБ),  разделяющих  структуры  Урала, 
Тянь-Шаня  и  Центрального  Казахстана.  В  качестве  таковых  выступают  Аральский,  Сырдарьин-
ский,  Северо-Торгайский  и  Южно-Торгайские  бассейны,  выполненные  мощным  комплексом 
мезозойско-кайнозойских и верхнепалеозойских отложений. Впервые эта проблема была затронута 
при составлении тектонической схемы СССР, А. Д. Архангельским и Н. С. Шатским в 1933 г. [1]. 
Ими  было  показано  простирание  герцинских  сооружений  Урала  на  юг  вдоль  западной  части 
Аральского моря до гор Султануиздаг и далее на восток, на соединение с системой южных хребтов 
Тянь-Шаня. Авторами карты Центральный Казахстан был отнесен к герцинидам, слабо перерабо-
танным позднейшими киммерийскими и альпийскими движениями. Закрытую территорию между 
Уралом,  Центральным  Казахстаном  и  Тянь-Шанем,  они  рассматривали  в  качестве  крупного  бас-
сейна  с  глубоким  залеганием  герцинского  фундамента.  Позже  А.  Д.  Архангельский (1937 г.) [2] 
предположил, что на юге герцинские структуры Уральской системы получают юго-западный раз-
ворот  и  далее  на  западе  соединяются  со  структурами  Донецкого  бассейна,  западные  же  отроги 
Тянь-Шаня вбольшинстве своем затухают и лишь южные его части протягиваются через Султану-
издаг  на  северо-запад,  доходя  под  покровом  мезо-кайнозойскихотложений  Устюрта  до  Каспий-
ского  моря,  примыкая  к  Урало-Донецкойдуге.  Центральный  Казахстан  он  по-прежнему  рассмат-
ривал  в  качестве  герцинид,  переработанных  мезозойской  складчатостью.  Всю  территорию,  за-
крытую  между  ним,  Уралом  и  Тянь-Шанем,  он  считал  частью  Урало-Сибирской  платформы  на 
герцинском  основании,  глубоко  погруженной  подмезозойско-кайнозойские  отложения.  Эти  пред-
ставления поддерживались большинством геологов вплоть до выхода работы А. Л. Яншина [3]. На 
основании  изучения  унаследованных  дислокаций  мезозойско-кайнозойских  отложений  южного 
погружения  Урала,  Устюрта  и  Приаралья,  а  также  данных  гравиразведки  и  палеогеографических 
построений, он пришел ксовершению иным выводам. А. Л. Яншин считал, что палеозойские струк-
туры Урала протягиваются под мезо-кайнозойскими отложениями на юг до середины Аральского 
моря и здесь в погребенном краевом прогибе, выполненном верхнедевонскими, каменноугольными 
и  нижнепермскими  отложениями,  затухают.  Южные  виргации  Тянь-Шаня  через  Центральные 
Кызылкумы  и  Султануиздаг  протягиваются  на  северо-запад  до  побережья  Каспийского  моря  и 
соединяются  здесь  с  зоной субширотных  герцинских  складчатых  сооружений, между  Эмбенским 
солянокупольным районам и горным Мангышлаком. В этой же работе A. Л. Яншин предположил 
возможность перехода палеозойских сооружений Северного Тянь-Шаня через Каратау в меридио-
нальные палеозойские структуры Улытау. 
Совершенно  иной  взгляд  на  геологическую  природу  закрытых  площадей  Казахстана,  разде-
ляющих горные сооружения Урала, Тянь-Шаня и Центрального Казахстана высказал Н. Г. Кассин 
(1951, 1952 г.) [4]. По  его  мнению,  в  верхнем  палеозое  (девон-нижний  карбон)  восточную  часть 
Устюрта,  бассейн  Аральского  моря  и  Восточные  Кызылкумы  занимал  крупный  низменный 
материк, разделяющий субгеосинклинали Урала и Тянь-Шаня. 
На месте Шу-Сарысуского и Южно-Торгайского бассейнов также располагались материковые 
глыбы, которые, в свою  очередь, отделяли геосинклинали Урала и Тянь-Шаня от геосинклиналь-
ных областей Центрального Казахстана. 
В 1955 г. вышла известная монография Б. А. Петрушевского [5], где он также пришел к выво-
ду, которые были высказаны А. Д. Архангельским. По его мнению, западные виргации Тянь-Шаня 
в  районе  Султануиздага  разделяются  на  две  ветви.  Одна  поворачивает  на  север  и  через  Муйнак-
Актумсукскую  антиклинальную  зону  следует  на  северо-северо-запад  на  соединение  с  южным 
окончанием  Урала,  а  вторая – протягивается  в  запад-северо-западном  направлении  к  герцинским 
структурам,  выделенным  А.  Л.  Яншиным  севернее  горного  Мангышлака.  На  его  тектонической 
схеме хребет Каратау показан  как  складчатое  сооружение  докембрийско-каледонско-герцинской 

Известия Национальной академии наук Республики Казахстан  
 
 
   
24  
 
 
Рисунок 1 – Тектоническая схема зоны сочленения палеозоид Урала, Тянь-Шаня  
и западной окраины Центрального Казахстана 
 
Figure 1 – Tectonic scheme of a zone of a joint палеозоид Urals, Tien Shan and western suburb of the Central Kazakhstan 
 
Региональные разломы: 1 – ограничивающие зоны, выделяемые в статье; 2 – прочие. Разломы (цифры в красных 
кружках): 1 – Кокпектинский, 2 – Главный Уральский, 3 – Борлинский, 4 – Куландинский, 5 – Тобольский, 6 – Кокараль-
ский, 7 – Тяньшанско-Катазиатский, 8 – Кызылкумский, 9 – Ливановский, 10 – Апановский, 11 – Центрально-Торгай-
ский, 12 – Севастопольский, 13 – Марьевский, 14 – Амангельдинский, 15 – Сырдарьинский, 16 – Большой Каратауский 
(Таласо-Ферганский  сдвиг), 17 – Западно-Улытауский  разлом, 18 – Караарчинский, 19 – Ферганский, 20 – Арганаты-
Моинкумский. 3 – Горные области (цифры в черном кружке): 1 – Султануиздаг, 2 – Южный Нуратау, 3 – Киргизский 
Алатау, 4 – Таласский Алатау, 5 – Угамский хребет, 6 – Пскемский хребет, 7 – Чаткальский хребет, 8 – Кураминский 
хребет, 9 – Туркестанский хребет, 10 – Зеравшанский хребет, 11 – Гиссарский хребет, 12 – Алайский хребет, 13 – Фер-
ганская долина. 4 – Южный Устюрт; 5 – Урало-Южно-Тяньшанская область герцинской консолидации, (Мугалжарско-
Алайская); 6 – Торгайский  прогиб  и  Сырдарьинская  впадина; 7 – Байконырский  синклинорий; 8 – Центрально-Казах-
станский блок; 9 – Западно-Сибирская плита. Геологические структуры (цифры в квадратах): 1 – Иргизская зона, 2 – Се-
веро-Торгайский ОБ, 3 – Южно-Торгайский ОБ, 4 – Восточно-Аральский ОБ, 5 – Сырдарьинский ОБ. 

ISSN 2224-5278                                                                                 Серия геологии  и технических наук. № 6. 2016 
 
 
25 
стабилизации, которое протягивается на северо-запад во внутреннюю часть Торгайского прогиба и 
на соединение с Улутау. Вся закрытая территория к юго-западу от хребта Каратау им отнесена к 
области герцинской стабилизации. 
В  последующие  годы  во  многих  региональных  работах,  посвященных  рассмотрению  текто-
ники СССР в целом, Казахстана и Средней Азии в частности, различные исследователи касались 
рассматриваемых вопросов. Однако только Р. Г. Гарецкий и В. И. Шрайбман в 1958–1962 гг. про-
вели их специальное изучение [5]. Его итогом явилось развитие идей А. Л. Яншина и вывод о том, 
что палеозойские складки Урала почти под прямым углом подходят к субширотным дислокациям 
Тянь-Шаня. Однако, в отличие от него они протянули меридиональные структуры Урала далеко на 
юг, до южного побережья Аральского моря и Султануиздага-Бельтау. Границу между Уральской и 
Тянь-Шанской складчатыми системами ими проводится немного севернее Султануиздага, далее на 
север в район северо-западного угла Аральского моря и оттуда вдоль северного чинка Устюрта на 
запад. Таким образом, между тяньшанидами и уралидами предполагается торцовое сочленение. 
Р.  Г.  Гарецким  и  В.  П.  Шрайбманом  подержана  также  точка  зрения  Б.  А.  Петрушевского  на 
характер  сочленения  каледонских  структур  Центрального  Казахстана  и  герцинид  Урала  и  Тянь-
Шаня.  Это  сочленение,  по  их  мнению,  осуществляется  по  крупному  региональному  тектоничес-
кому шву, названному ими Восточно-Уральским. Упомянутый шов протягивается меридионально 
по  западной  части  Торгайского  прогиба  на  расстояние 1500 км  до  гор  Букантау  и  здесь  повора-
чивает  на  восток-юго-восток.  К  западу  от  него  расположены  герциниды  Урала  и  Тянь-Шаня,  а  к 
востоку-каледониды. Таким  образом, обе ветви хребта Каратау и  большая  часть Сырдарьинского 
ОБ попадают в область каледонской складчатости. 
Позднее В. И. Самодуров (1965) [7] попытался несколько уточнить положение этого шва под 
чехлом мезозой-кайнозоя. Он протянул его на юго-восток через Сырдарьинскийбассейн к южному 
окончанию  останцевых  гор  Карактау,  а  затем  на  восток  вдоль  северного  края  Приташкентских 
Чулей  до  соединения  с  "Главной  структурной  линией  Тянь-Шаня".  При  этом  данный  автор  рас-
сматривал  Каратау  в  качестве  герцинского  складчатого  сооружения,  являющегося  ответвлением 
Тянь-Шанской герцинской геосинклинальной области и слепо затухающего на северо-запад. 
В 60-тые годы, в связи с необходимостью решения важнейших вопросов поисково-разведоч-
ных работ, большое внимание характеру соотношения палеозойских структур Урала и Тянь-Шаня 
уделяется геологами Узбекистана (И. Х. Хамбрабаев, В. Г. Гарьковец, А. К. Бухарин, И. А. Пянов-
ская, К. К. Пятков, 1964 г.) [8-10]. Ими, на основании сопоставления разрезов структурно-фациаль-
ных зон Южного Тянь-Шаня и структурных зон Восточного Урала и обширного геолого-геофизи-
ческого  материала  устанавливается  тесная  связь  между  структурными  зонами  Западного  Тянь-
Шаня и Восточного Урала. В частности В. Г. Гарьковец [9] указывает, что взаимосвязанные части 
Урала и Тянь-Шаня ограничиваются с запада линией, проходящей вдоль западного края Иргизской 
зоны на юг до Султануиздага и далее на юго-восток по южному краю Кульджуктауской подзоны 
"Алай-Кокшаальской структурно-фациальной зоны В. Н. Огнева". Восточной границе этой зоны – 
отвечает линия, отделяющая герцинские структуры от каледонид западной окраины Центрального 
Казахстана,  т.е.  Главному  Каратаускому  разлому,  погружающемуся  на  северо-запад  под  покров 
мезозой-кайнозоя  Торгайского  прогиба.  Внутри  этой  крупной  области  герцинской  складчатости 
выделяются три структурные зоны (с юго-запада на северо-восток): Мугоджаро-Алайская, Заураль-
ско-Кураминская и Переходная, примыкающая с юго-запада к хр. Большой Каратау. 
Приведенные  взгляды  различных  исследователей  показывают  дискуссионность  рассматри-
ваемых  вопросов,  которые,  очевидно,  могут  быть  решены  только  данными  бурения  скважин  и 
материалами  комплекса  геофизических  исследований  по  закрытым  площадям,  разделяющим 
складчатые  сооружения  Урала,  Тянь-Шаня  и  запада  Центрального  Казахстана.  На  рубеже XX и 
XXI столетия на территории Южного Казахстана и южной части Торгая был проведен обширный 
комплекс  геофизических  исследований  с  бурением  структурных  и  глубоких  нефтегазоносных 
скважин.  Последними  под  мощным  чехлом  мезозой-кайнозоя  вскрыты  как  палеозойские  отложе-
ния,  так  и  протерозойские  образования  фундамента.  Анализ  результатов  этих  работ  позволяет 
решить поставленную задачу. 
Эти  материалы  позволили  провести  сопоставление  разрезов  верхнепалеозойских  отложений 
структурных  зон  Южного  Урала,  западных  виргаций  Тянь-Шаня  и  запада  Центрального  Казах-
стана (рисунок 2). Эти зоны характеризуются следующими основными чертами: 

Известия Национальной академии наук Республики Казахстан  
 
 
   
26  
 
 
Рисунок 2 – Схема корреляции разрезов верхнего палеозоя Иргизской зоны, Султануиздага,  
Северного Букантау и Северного Нуратау. 
 
Figure 2 – Scheme of correlation of cuts of the top Paleozoic of the Irgizsky zone, Sultanuizdaga,  
Northern Bukantau and Northern Nuratau. 
 
Литологические  типы  осадочных  пород: 1 – конгломераты, 2 – переслаивание  конгломератов  и  гравелитов,                       
3 – брекчии, 4 – гравелиты, 5 – песчаники, 6 – алевролиты, 7 – аргиллиты, 8 – кремнистые  алевролиты  и  аргиллиты,                      
9 – кремнистые породы, 10 – известняки, 11 – органогенные известняки, 12 – известняковые конгломераты, 13 – извест-
няковые брекчии, 14 – доломиты, 15 – ангидриты, 16 – соли. Вулканические породы: 17 – лавы липаритового состава,            
18 – лавы дацитового состава, 19 – лавы андезитового состава, 20 – лавы андезит-дацитового состава, 21 – лавы щелоч-
ного состава, 22 – лавы основного состава. Туфы: 23 – кислого состава, 24 – среднего состава, 25 – туфобрекчии щелоч-
ного состава, 26 – туфокрнгломераты щелочного состава, 27 – пепловые туфы. Метаморфические породы: 28 – мраморы 
и  мраморизованные  известняки, 29 – гнейсы, 30 – амфиболиты, 31 – кремнистые  сланцы, 32 – слюдистые  сланцы,                  
33 – границы стратиграфических подразделений: а – согласные, б – несогласные. 
 
–  в  Иргизской  зоне  (Южный  Урал) – разрез  верхов  нижнего  палеозоя  начинается  силурий-
скими  породами,  представленными  диабазами,  туфами,  спилитами  и  миндалекаменными  их 
разностями,  общей  мощностью  более 1000 м [11-13]. Выше  по  разрезу  залегает  мощная  толща 
верхнего  девона,  сложенная  преимущественно  песчаниками,  конгломератами  и  туфопесчаниками 
общей мощностью до 900 метров. С резким угловым и стратиграфическим несогласием она пере-
крывается  карбонатными  и  туфогенными  образованиями  визе-серпухова.  Общая  мощность  ви-
зейско-серпуховских  отложений  достигает 2700 м.  Верхи  верхнего  палеозоя  в  этой  зоне  пред-
ставлены  мощной  толщей  конгломератов,  залегающих  на  образованиях  протерозоя.  Такое  соот-
ношение  литологических  комплексов  показывает, что  на  протяжении  верхнего палеозоя в  Иргиз-
ской зоне отчетливо фиксируются две фазы складчатости: предвизейская (бретонская) и предверх-
непермская (вероятно судетская); 
– в Центральных Кызылкумах работами узбекских геологов (К. К. Пятков, И. А. Пяновская, А. 
К. Бухарин и др.) [8, 14] выделено пять структурно-фациальных подзон, входящих в "Алай-Кокша-
альскую  структурно-фациальную  зону  Огнева".  Основной  чертой  этих  подзон  является  полнота 
разреза верхнего палеозоя, представленного мощными толщами терригенно-карбонатных пород с 

ISSN 2224-5278                                                                                 Серия геологии  и технических наук. № 6. 2016 
 
 
27 
эффузивами  в  разрезе  серпухова,  а  также  резко  несогласное  налегание  пород  верхнего  девона  на 
более древние образования. Здесь отчетливо выделяется ряд фаз герцинской складчатости, особен-
но интенсивно проявившихся в предсерпуховское время и на границе нижнего и среднего карбона; 
–  в  Северном  Нуратау  установлен  полный  разрез  верхов  нижнего  (венлока-нижний  силур)  и 
всего  верхнего  палеозоя [14, 15]. Нижний  силур  представлен  мощными  терригенными  толщами 
(песчаники,  алевролиты,  глинистые  и  алевритистые  сланцы)  с  линзовидными  прослоями  извест-
няков,  общей  мощностью  более 2000 м.  Стратиграфические  подразделения  верхнего  палеозоя 
выражены  исключительно  карбонатными  отложениями.  Верхняя  секция  верхнего  палеозоя  в 
Северном Нуратау имеет ограниченное распространение. Она развита вдоль его северного хребта и 
представлена  преимущественно  терригенными  породами  башкирского  и  московского  ярусов 
среднего  карбона  мощностью  до 900 м  и  исключительно  терригенной  толщей  верхнего  карбона- 
нижней перми мощностью до 2500 м. Отложения верхней секции верхнего палеозоя с резким угло-
вым  и  стратиграфическим  несогласием  залегают  на  более  древних  образованиях  вплоть  до  ордо-
вика включительно. Следует подчеркнуть отсутствие в разрезе отложений верхнего девона и резко 
несогласное  залегание  нижнекаменноугольных  отложений  на  более  древних  комплексах  пород. 
Анализ взаимоотношений и литологического состава различных стратиграфических толщ в разрезе 
верхнего палеозоя Северного Нуратау позволяет говорить о проявлении в этом районе целого ряда 
фаз  герцинского  орогенеза.  Однако  здесь  также,  как  в  Центральных  Кызылкумах  и  Иргизской 
структурной зоне Южного Урала, главнейшие тектонические движения проявились в промежуток 
времени между средним девоном и нижним карбоном, а также к началу среднего карбона. 
Изложенное  выше  свидетельствует  об  аналогичном  строении  разрезов  верхнего  палеозоя 
Иргизской зоны и западных виргаций Южного Тянь-Шаня и одновременности проявления в этих 
районах  основных  фаз  герцинского  тектогенеза.  Последнее  может  служить  доказательством  их 
развития  в  единой  крупной  геоструктурной  области.  Внешняя  граница  этой  геоструктурной  об-
ласти,  названной  Мугоджаро-Алайской,  определена  достаточно  точно.  На  Урале  она  отвечает 
западному краю Иргизской зоны, а на Тянь-Шане – границей раздела Алай-Кокшальской и Гисса-
ро-Сулутерекской  структурно-фациальных  зон.  Внутренняя  же  ее  граница,  скрытая  под  чехлом 
мезозойско-кайнозойских  отложений  Сырдарьинского  и  Южно-Торгайского  бассейнов  до  терри-
тории Улутау и Б. Каратау, может быть представлена в следующем виде: 
К настоящему времени к юго-западу от хребта Б. Каратау в Сырдарьинском бассейне пробу-
рено 12 глубоких  поисковых  и  параметрических  скважин  на  нефть  и  газ,  вскрывших  в  основном 
верхнепалеозойские  отложения.  В  разрезах  большинства  скважин  они  представлены  трещинова-
тыми  известняками  и  темно-серыми  до  черных  аргиллитами  нижнего  карбона.  Максимальная 
вскрытая их мощность составляет от 800 м (скв. 5-Г Тимур) до 2000 м и более (скв. 1-П, 2-П, 3-П 
Среднесырдарьинские).  Возраст  их  установлен  по  фораминиферам  и  отвечает  верхнедевонскому, 
турнейско-визейскому  и  серпуховско-башкирскому  уровням.  Углы  падения  данных  отложений  в 
аргиллитах  колеблются  от 20–25° до 70–80° в  изолиниях  приразломных  зонах  (скв. 1-П  Средне- 
сырдарьинская). Данные геофизики и глубокого бурения свидетельствуют о том, что аналогичные 
образования  занимают  юго-западную  окраину  Южно-Торгайского  и  большую  часть  Сырдарьин-
ского  бассейнов.  Они  простираются  от  Нижнесырдарьинского  свода  на  севере  до  Чардаринского 
прогиба  на  юге.  Подобный  комплекс  отложений  широко  развит  в  сопредельных  горных  соору-
жениях (хр.Б. и М. Каратау и гор Чаткал-Курама) (рисунок 3). 
В  Б.  Каратау  разрез  верхнего  палеозоя  начинается  отложениями  среднего  девона,  залегаю-
щими резко несогласно на породах нижнего палеозоя идокембрия (рисунок 3). Он здесь представ-
лен  двумя  литологически  различными  толщами.  Нижняя  его  секция  сложена  красноцветными 
косослоистыми  песчаниками,  мощностью  до 2000 м  и  соответствует  франскому  ярусу;  верхняя-
известнякамии  доломитами  различных  текстур  с  пачками  аргиллитов.  Максимальная  мощность 
последней  составляет 1536 м,  а  по  возрасту,  она  отвечает  фаменскомуярусу.  Между  верхней  и 
нижней толщами  угловое  несогласие не  отмечается. Карбонатные  породы  фамена  согласно  пере-
крываются  известняками  спрослоями  мергелей  и  аргиллитов  турнейского  и  визейского  ярусов, 
общей  мощностью  более 2000 м.  В  разрезе  визейского  яруса  южной  части  Б.  Каратау  присут-
ствуют терригенные отложения и эффузивы основного и среднегосостава. На большей части Б. Ка-
ратау разрез палеозоя заканчивается породами визейского яруса, а  серпуховский  ярус  выделяется  

Известия Национальной академии наук Республики Казахстан  
 
 
   
28  
 
 
Рисунок 3 – Схема корреляции разрезов верхнего палеозоя Байконурскогосинклинория, Большого Каратау, Угама, 
Каратау-Нарынской и Чаткало-Кураминской зон (условные обозначения приведены на рисунке 2) 
 
Figure 3 – The scheme of correlation of cuts of the top Paleozoic of the Baikonur synclinorium, Big Karatau, Ugam,  
the Karatau-Naryn and Chatkalo-Kuraminsky areas (symbols are given in the figure 2) 
 
условно лишь в некоторыхмульдах. Вместе с тем в юго-восточной части хребта известна неболь-
шая  мульда,  выполненная 500 м  толщей  красноцветных  конгломератов,  песчаникови  мергелей 
среднего  карбона.  Изложенное  выше  с  большой  очевидностьюуказывает  на  то,  что  нижнекамен-
ноугольные  отложения,  вскрытые  скважинами  в  Сырдарьинском  бассейне  и  турне-визейские  по-
роды Б.Каратау, совершенно идентичны по составу и имеют близкие мощности. 
Разрез  палеозоя  Чаткало-Кураминских  гор,  как  известно,  резко  отличаетсяот  соседних  тер-
риторий, наличием мощной (до 10 000 м) толщи вулканогенно-терригенных отложений – верхнего 
палеозоя  (рисунок 3) [14, 16, 17]. По  характеру  распространенияэтих  отложений  производится 
разделение данной системы на две структурно-фациальные подзоны: Чаткальскую и Кураминскую. 
Вместе  с  тем  необходимоотметить,  что  литологический  состав  и  взаимоотношения  стратиграфи-
ческих комплексов верхнего палеозоя Чаткало-Кураминских гор хорошо сопоставляются с сосед-
ними геологическими районами и в частности Б. Каратау. Их различия определяется лишь большей 
стратиграфической  полнотой  их  верхнепалеозойского  разреза.  В  пределах  Чаткало-Кураминских 
гор  развиты  породы  всех  трех  отделов  девонской  системы.  При  этом  нижний  и  средний  отделы, 
отсутствующие  на  Б.  Каратау,  представлены  терригенно-  эффузивными  и  карбонатно-терриген-
ными породами, а верхний – двумя толщами: нижняя – сложена красноцветными косослоистыми 
песчаниками  с  прослоями  известняков  толщиной  до 700 м,  а  верхняя – серыми  и  темно-серыми 
известняками и доломитами в 600 м. Они датируются соответственно франским и фаменским яру-
сами. Их перекрывают нижнекаменноугольные карбонатные толщи турнейского яруса мощностью 
до 1900м  и визейского – до 1000 м. В визейских  известняках присутствуют прослои терригенно-

ISSN 2224-5278                                                                                 Серия геологии  и технических наук. № 6. 2016 
 
 
29 
эффузивных  отложений.  В  Чаткало-Кураминских  горах  с  серпуховского  яруса  нижнего  карбона 
начинается  разрез  вулканогенно-терригенной  толщи  верхнего  палеозоя.  Аналогом  последней 
вероятнее всего выступают вулканогенно- осадочные образования Валерьяновской островной дуги 
Северо-Торгайского ОБ. 
Анализ  приведенных  материалов  показывает  на  хорошую  сопоставимость  разрезов  верхне-
девонских  и  нижнекаменноугольных  отложений  Чаткало-Кураминских  гор,  Б.  Каратау  и  пород 
Сырдарьинского ОБ, вскрытых скважинами под мезозойско-кайнозойскими отложениями [18]. Это 
свидетельствует о сходстве процессов геологического развития в верхнем палеозое, позволяя при-
нимать их как элементы единой структурно-фациальной формационной зоны. Отличие в строении 
разреза  позднего  палеозоя  Чаткало-Кураминских  гор  объясняется,  вероятнее  всего,  развитием 
здесь наложенного прогиба, связанного с крупным глубинным разломом. Подтверждением этому 
служат как характерный формационный состав и условия залегания верхнепалеозойских толщ, так 
и их узколокальное распространение. Развитие подобного комплекса предполагается и по северной 
части Южно-Торгайского бассейна, где глубокой скважиной 1-Г Карасор под отложениями мезо-
зой-кайнозоя  вскрытыпорфириты  и  мелкозернистые  сильно  уплотнённые  и  дислоцированные 
известковистые  песчаники.  Вскрытая  мощность  этих  отложений  составляет 380 м.  Органические 
остатки в породах не обнаружены, но по аналогии с широко развитыми вдоль восточного склона 
Урала  отложениями  валерьяновой  свиты,  их верхнюю 250 м  секцию  относят  к  нижнему  карбону 
(визейский  ярус?),  а  призабойную  часть  разреза – к  протерозойским  образованиям  фундамента. 
Материалы  сейсмических  и  гравиомагнитных  работ  указывают  на  широкое  распространение 
аналогичных образований и в южной части Торгайской депрессии (рисунок 4). 
 
 
 
 
Рисунок 4 – Схема корреляции разрезов верхнего палеозоя Северо-Торгайского, Южно-Торгайского,  
Восточно-Аральского и Сырдарьинского осадочных бассейнов. (Условные обозначения приведены на рисунке 2.) 
 
Figure 4 – The scheme of correlation of cuts of the top Paleozoic of North Torgaysky, Southern Torgaysky,  
East Aral and Syr Darya decantation basins. (Symbols are given in the figure 2.) 

Известия Национальной академии наук Республики Казахстан  
 
 
   
30  
Таким  образом,  рассматриваемый  район  также  видимо  можно  отнести  кобласти  развития 
раннегерцинской  геосинклинали  и  считать  его  продолжением  на  северо-запад,  под  чехлом  мезо-
зой-кайнозоя  структурно-фациальной зоны, объединяющей  Чаткало-Кураминскую систему, Боль-
шой Каратау и примыкающую к нему с юго-запада Сырдарьинского ОБ территорию (рисунок 1). 
Восточная  граница  этой  зоны  достаточно  отчетливая.  На  юго-востоке,  в  районе  Чаткало-
Кураминской системы, ей отвечает "Главная структурная линия Тянь-Шаня", далее на северо-запад 
она прослеживается по  Главному Каратаускому разлому, и  на севере  хорошо  выражена  крупным 
глубинным  Западно-Улутауским  разломом,  прослеживаемым  по  обнажениям  и  геофизическим 
комплексам. Необходимо отметить, что намеченная линия многими исследователями принимается 
за западную границу каледонид Центрального Казахстана. 
Западная  граница  раннегерцинской  геосинклинальной  области  менее  яркая  и  трассируется 
исключительно по данным геофизических исследований, в первую очередь, по резким градиентам 
гравитационного  и  магнитного  полей.  На  севере  она  проходит  вблизи  восточного  склона  Урала, 
где ей отвечает Восточно-Уральский региональный шов. Далее на юг она трассируется по запад-
ному краю Нижнесырдарьинского свода, а затем через Восточные Кызылкумы по западному краю 
Приташкентских  Чулей,  сочленяясь  на  крайнем  юго-востоке  сСеверо-Ферганским  глубинным 
разломом. 
Предложенная схема тектоники палеозойского фундамента хорошо увязывается с особеннос-
тями строения мезо-кайнозойского платформенного чехла. Еще в 1948 году А. Я. Яншин [3], пред-
полагая затухание к югу структур Урала, отмечал, что восточнее Аральского моря складки в мезо-
зой-кайнозое, отражающие структуру палеозоя, не затухают, а испытывают поворот на юго-восток. 
В  настоящее  время  на  основании  обширных  сейсмических  материалов  и  бурения  для  закрытой 
территории,  расположенной  между  Уралом,  Тянь-Шанем,  Б.Каратау  и  Улутау  составлена  струк-
турная  карта  по  подошве  платформенного  чехла,  которая  подтверждает  правильность  такого 
взгляда. Действительно,  на  территории Южного Торгая  региональным простиранием  изогипс  по-
дошвы платформенного чехла является субмеридиональное. Наличие на северо-западном продол-
жении хр. Каратау Нижнесырдарьинского поднятия определяет образование севернее него Южно-
Торгайского бассейна. К югу от Нижнесырдарьинского свода основными становятся простирания 
юго-восточные  и  субширотные  параллельные  палеозойским  структурам  Б.  Каратау,  Северного 
Нуратау  и  Сырдарьинского  бассейна.  Анализ  изложенного  выше  позволяет  сформулировать 
следующие выводы: 
1. Палеозойские структуры Восточного Урала не затухает на юг, а сочленяются с западными 
виргациями  Тянь-Шаня,  входя  вместе  с  ними  в  единую  Мугоджаро-Алайскую  структурно-фа-
циальную  зону,  выделенную  В.  Г.  Гарьковцом [9]. Эта  зона  входит  в  состав  позднепалеозойской 
геосинклинальной области. 
2.  Непосредственно  к  востоку  от  Мугоджаро-Алайской  зоны  расположена  раннегерцинская 
зона,  охватывающая  Чаткало-Кураминскую  систему,  Большой  Каратау,  закрытые  мезо-кайнозой-
скими отложениями территории Сырдарьинского бассейна и Южного Торгая. 
3.  Если  первая  из  указанных  зон  характеризуется  набором  типично  эвгеосинклинальных 
осадочных  и  магматических  формаций  верхнегопалеозоя,  то  вторая – миогеосинклинальным 
комплексом отложений и почти полным отсутствием магматизма в верхнем палеозое.  
4.  Восточная  граница  раннегерцинской  миогеосинклинальной  области,  которой  отвечают 
"Главная структурная линия Тянь-Шаня" и находящиеся на ее продолжении Главный Каратауский 
и Западно-Улутауский разломы, является в то же время границей раздела верхнего палеозоя Ура-
ло-Тяньшанского пояса и каледонид западной окраины Центрального Казахстана. 
 

жүктеу/скачать 14,97 Mb.

Достарыңызбен бөлісу: