Национальной академии наук республики казахстан

ISSN 2224-5278                                                                                 Серия геологии  и технических наук. № 6. 2016 
 
 
63 
 
Д. Қ. Əжіғалиев 
 
Жауапкершілігі шектеулі серіктестігі «Недра Инжиниринг» компания, Алматы, Қазақстан 
 
ҮСТІРТ-БОЗАШИ ӨНІРІ МЕН МАНҒЫСТАУ ПАЛЕОЗОЙ  
КЕШЕНІ МҰНАЙ-ГАЗДЫЛЫҒЫНЫҢ БОЛЖАМЫ  
 
Аннотация.  2009–2013  жж.  жүргізілген  шөгінді  бассейндерді  кешенді  зерттеудің  жаңа  деректері  мен 
нəтижелері негізінде Тұран тақтасының батыс бөлігін құрайтын Үстірт-Бозашы жəне Маңғыстау негізі мен 
палеозой  қабатының  құрылымы  мен  құрылымдық  жоспарының  өңірлік  ерекшеліктері  нақтыланды.  Юраға 
дейінгі кешен қимасында палеозой шөгінділерінің бірмəнді бөлінбеуі туралы жəне осыған орай жалпы Тұран 
тақтасы батыс бөлігінің мұнай жəне газ бойынша перспективалылығын бағалауға байланысты қалыптасқан 
ұғымды ескере отырып, палеозой қабатын осы өңірдегі жаңа зерттеулердің бағыты ретінде негіздеу жұмыс-
тың мақсаты болып табылады. 
Құрылымдық  жоспарлардың  құрылымдық-тектоникалық  құрылымы  мен  өзара  қатынасын  негіз  жəне 
палеозой қабаты бойынша талдау негізінде палеозой қабатының мұнайгаздылыққа қатысты перспективалы-
лығына  сілтейтін  құрылымдық-тектоникалық  жəне  геохимиялық  алғышарттар  негізделді.  ІІ-ші  қатардағы 
негізгі құрылымдар мен оларға ұштастырылған мұнай жəне газ жинақтау аймақтарының негізгі құрылымына 
тəн  ерекшеліктер  анықталды.  Сейсмикалық  зерттеу  əдістері  техникалық  мүмкіндіктерінің  артуын  ескере 
отырып  палеозой  бойынша  перспективалы  аймақтар  мен  аудандардың  болжамын  негіздейтін  дəлелдер 
келтірілді. 
Осының  негізінде  юраға  дейінгі  қабаттың  қимасында  палеозой  шөгінділері  едəуір  кең  таралған  жəне 
дамыған деп болжанды. Сəйкесінше Жетібай-Өзен сатысы, Беке-Башқұдық жəне Аламбек белесі, Песчано-
мысск-Ракушечный  аймағының  қимасында  перспективалы  аймақтар  бөлінді.  Осы  тұрғыда  палеозой  қаба-
тында  перспективалы  жергілікті  объектілерді  негізді  бөлу  мүмкіндігіне  назар  аудара  отырып  геологиялық 
барлау жұмыстарының бағыттары нақтыланды. 
Түін  сөздер:  Тұран  тақтасының  батысы,  палеозой  кешені,  Үстірт-Бозашы,  Маңғыстау,  іргетас,  жергі-
лікті үстірттер, мұнайгаздылық перспективасы, мұнай жəне газ кеніштері, қима, геологиялық барлау жұмыс-
тары, құрылымдық жоспар,қиынды, тұзақ, тектоникалық элемент, бассейн. 
 
 
 
 
 
 
 

Известия Национальной академии наук Республики Казахстан  
 
 
   
64  
Геофизика
 
 
 
 
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), 64 – 73
 
 
 
L. A. Shabalina, E. M. Fazylov, E. S. Musina, D. E. Prikhodko 
 
Institute of Geological Science named after K. I. Satpayev LLC, Almaty, Kazakhstan. 
E-mail: musina.63@mail.ru 
 
DEEP STRUCTURE AND GEODYNAMICS  
OF SYR DARYA BASIN 
 
Abstract. It was characterized the geological position that is determined by location in the basic structures of 
the Syr Darya basin and which affecting at facies, lithological and geochemical zoning during the primary 
accumulation of Mesozoic-Cenozoic sediments. The phases of geodynamic evolution in Paleozoic and Mesozoic-
Cenozoic, as well as the main features of the deep structure of the Syr Darya Basin and part of its frame were 
characterized. The Syr Darya Basin is a complicated, poorly known part of the earth's crust. Based on the analysis of 
geophysical data the capacity of active asthenosphere mantle of Kazakhstan and of the region was characterized. 
Data on one of the main underlying lithosphere borders separating the structure of the crust and upper mantle 
(Mohorovicic surface) were given. Generalized geophysical data make it possible to understand the complicated 
structure of the Paleozoic base in the absence of actual geological data on the foundation of the structure of the basin. 
Key words: Syr Darya basin, geodynamics, deep structure, earth's crust, lithosphere borders, asthenosphere, 
mantle, seismic survey, evolution. 
 
 
УДК 551.1:550.83/.87; 55(1/9) 
 
Л. В. Шабалина, Е. М. Фазылов, Э. С. Мусина, Д. Е. Приходько  
 
Институт геологических наук им. К. И. Сатпаева, Алматы, Казахстан 
 
ГЛУБИННОЕ СТРОЕНИЕ И ГЕОДИНАМИКА  
СЫРДАРЬИНСКОГО ОСАДОЧНОГО БАССЕЙНА
  
 
Аннотация.  Охарактеризована  геологическая  позиция,  определенная  положением  в  основных  струк-
турах  Сырдарьинского  бассейна,  влияющая  на  фациальную,  литологическую  и  первичную  геохимическую 
зональность  при  накоплении  мезозойско-кайнозойских  отложений.  Рассмотрены  стадии  геодинамической 
эволюции в палеозое и мезозое-кайнозое, а так же главные черты глубинного строения Сырдарьинского бас-
сейна  и  частично  его  обрамления.  Сырдарьинский  бассейн  представляет  собой  сложный,  мало  изученный 
сегмент  земной  коры.  На  основе  анализа  геофизических  материалов  охарактеризована  мощность  активной 
астеносферной мантии Казахстана и рассматриваемого региона в частности, приводятся данные по одной из 
главных глубинных границ литосферы, разделяющей структуры земной коры и верхней мантии являющейся 
поверхностью Мохоровичича.  
Обобщенные  геофизические  данные  дают  возможность  понимания  сложного  строения  палеозойского 
основания в отсутствии фактических геологических данных о строении фундамента бассейна.  
Ключевые  слова:  Сырдарьинский  бассейн,  геодинамика,  глубинное  строение,  земная  кора,  границы 
литосферы, астеносфера, мантия, сейсмика, эволюция. 

ISSN 2224-5278                                                                                 Серия геологии  и технических наук. № 6. 2016 
 
 
65 
Сырдарьинская  впадина  представляет  собой  сложно  построенную  мезозойско-кайнозойскую 
депрессионную  структуру  общего  северо-западного  простирания.  Формирование  её  было  пред-
определено ещё в среднем-позднем палеозое и происходило в мезозойскую и кайнозойскую эпохи. 
Ограниченная с СВ, ЮВ и ЮЗ позднеорогенными поднятиями, она осложнена системой внутрен-
них впадин и прогибов (Уралкумской, Арысской, Байракумской, Жаугаш-Бердинской) и разделяю-
щих  их  поднятий  (Чулинского,  Каратауского,  Балтакольского  и  др.).  Максимальные  погружения 
домезозойского  основания  (до 2000 м  и  более)  имеют  место  в  Байракумском,  Приташкентском 
прогибах и в Арысской впадине. 
Основные структуры депрессии конседиментационно развивались в платформенный этап при 
определенной роли СВ и СЗ линейных нарушений, причем развитие юго-восточной части депрес-
сии происходило в суборогенном режиме. 
Геологическая  позиция  определяется  его  положением  в  основных  структурах  региона.  Тако-
выми  являются  горст-антиклинальное  поднятие  Большой  Каратау  и,  сопряженный  с  ним  северо-
восточный  борт  Сырдарьинской  впадины.  Эти  крупные,  длительно  существующие  структуры 
являются  главенствующими  в  формировании  геологического  облика  района.  Их  влиянию  подчи-
нено  пространственное  положение  фациальной,  литологической  и  первичной  геохимической  зо-
нальностей при накоплении верхнемеловых и четвертичных отложений. В меньшей мере они влия-
ли на осадконакопление палеогеновых и неогеновых образований. 
В  геологическом  строении  выделяются  два  структурных  этажа – метаморфизованные  отло-
жения складчатого фундамента и рыхлые образования осадочного чехла (рисунок 1). Чехол, в свою 
очередь, имеет также двухчленное строение. Нижний ярус сложен платформенными отложениями 
верхнего  мела,  палеогена  и  нижнего  отдела  неогена,  верхний  суборогенными  отложениями 
верхнего палеоцена и четвертичного периода. 
 
 
 
Рисунок 1 – Фрагмент глубинного разреза по профилю Туркестанский (по линии АБ на рисунке 4) 
 
Figure 1 – A fragment of a deep cut on the Turkestanic profile (CDEF) 
 
Стратиграфические подразделения: 1 – кайнозой, 2 – мезозой, 3 – пермь, 4 – нерасчлененные отложения позднего 
карбона-ранней перми, 5 – средний карбон, 6-нерасчлененные отложения раннего-среднего карбона, 7 – ранний карбон,    
8 – нерасчлененные  отложения  позднего  девона-раннего  карбона, 9 – нерасчлененные  отложения  среднего-позднего 
карбона, 10 – нерасчлененные отложения раннего-среднего девона, 11 – нерасчлененные отложения среднего-позднего 
ордовика, 12 – нерасчлененные  отложения  раннего-среднего  ордовика, 13 – ордовик, 14 – нерасчлененные  отложения 
раннего кембрия-среднего ордовика, 15 – нерасчлененные отложения раннего кембрия-раннего ордовика, 16 – нерасчле-
ненные отложения позднего рифея-позднего ордовика, 17 – нерасчлененные отложения позднего рифея-среднего ордови-
ка, 18 – нерасчлененные отложения позднего рифея-позднего кембрия, 19 – нерасчлененные отложения позднего рифея-
среднего  кембрия, 20 – нерасчлененные  отложения  позднего  рифея-венда, 21 – нерасчлененные  отложения  среднего-
позднего  рифея, 22 – нерасчлененные  отложения  раннего-среднего  рифея, 23 – ранний  протерозой.  Петрографические 
типы  пород: 24 – гнейсы, 25 – гранулиты, 26 – сланцы. 27 – границы  стратиграфических  подразделений.  Глубинные 
разломы: 28 – первого порядка, 29 – второго порядка, 30 – третьего порядка. 
 

Известия Национальной академии наук Республики Казахстан  
 
 
   
66  
Домезозойский субстрат на площади месторождения залегает на глубинах свыше 1,5 км и не 
вскрыт ни одной скважиной. 
По  геофизическим  параметрам  верхняя  мантия  В.  И.  Шациловым  и  А.  В.  Тимушем (2007) 
подразделяется  на  нормальную  с  Vр = 8,2-8,4 км/с  и 
 = 3,29 г/см
3
  в  пределах  Казахского  щита, 
эпиплатформенных орогенов и впадин и Vр = 8,0-8,4 км/с – для Туранской плиты и Прикаспийской 
впадины,  активную  с  Vр < 8,0 км/с, 
 = 3,25 г/см
3
  и  высокоскоростную  (высокоплотностную)  с            
Vр > 8,4 км/с и 
 = 3,32-3,35 г/см
3
. 
На  основе  имеющихся  фактических  сейсмических  материалов  В.  И.  Шациловым  и  др.  со-
ставлена  схема  мощности  активной  астеносферной  мантии  для  Казахстана  и  прилегающих 
территорий (рисунок 2). Из приведенной схемы видно, что наиболее мощный (свыше 10 км) слой 
активной  мантии  характерен  для  юга,  юго-востока  и  востока  Казахстана.  На  юге  он  почти  пол-
ностью охватывает акваторию Каспийского моря (до Мангышлакского полуострова), часть терри-
тории Узбекистана, Киргизстана, затем часть площади Казахстана, примерно до 44° с.ш. (севернее 
линии ст. Шу – г. Алматы – г. Шилик). Мощность этого слоя активной мантии постепенно возрас-
тает в Центральном и Южном Тянь-Шане и особенно на Памире, где мощность земной коры уве-
личивается  до 60-80 км. Здесь  же располагаются основные современные  плюмовые каналы (ман-
тийные  плюмы)  на  глубинах 200-280 км.  На  северной  периферии  одного  из  наиболее  крупных 
плюмов  Центральной  Азии  формируется  Иссыккульский  рифт.  На  востоке  Казахстана  слой 
активной мантии мощностью свыше 10 км охватывает полосу от пос. Нарынкол на юге до г. Усть-
Каменогорска и затем г. Горно-Алтайска – на севере. 
Мощность  слоя  активной  мантии  вглубь  территории  Казахстана  сокращается.  Поэтому  на 
схеме условно выделяется слой активной мантии мощностью от 10 до 0 км. В плане он отчасти по-
вторяет конфигурацию первого слоя, но морфология его контура значительно сложнее. Этот слой 
распространяется  на  территорию  Казахстана  своеобразными  "языками" (ветвями)  с  трех  сторон: 
юга, востока и севера. 
 
 
 
Рисунок 2 – Схема мощности активной астеносферной мантии Казахстана и прилегающих территорий 
 
Figure 2 – Scheme of width of active asthenosphere mantle of Kazakhstan and adjacent territories 

ISSN 2224-5278                                                                                 Серия геологии  и технических наук. № 6. 2016 
 
 
67 
На  севере  он  охватывает  структуры  Мугалжар  (до 48° с.ш.)  и  Торгайского  прогиба;  форма 
овальной  в  плане  линзы  фиксируется  в  районе  Павлодарского  Прииртышья  (включая  район 
Экибастузской мульды). "Языки" слоя активной мантии мощностью менее 10 км распространяются 
с юго-востока и востока в северо-западном и близширотном направлениях до Центрального Казах-
стана.  Один  из  таких  языков  шириной  от 100 до 200 км  охватывает  горы  Каратау  и  часть  Сыр-
дарьинской впадины, второй – Западное Прибалхашье и Шу-Илийский пояс, почти до 48° с.ш., а 
затем  наращивается  линзой,  пространственно  соответствующей  Успенской,  Спасской  зонам, 
Карагандинской  мульде.  Расположенная  восточнее  близпараллельная  ветвь  продолжается  в 
Токраускую вулканическую впадину. Крупная широтная ветвь указанного слоя прослеживается от 
г.  Аягуза  до  Каркаралинска.  Судя  по  конфигурации  в  плане  основной  поток  активной  мантии 
продвигался на территорию Казахстана с востока и юго-востока. 
Одной  из  главных  глубинных  границ  литосферы,  разделяющей  структуры  земной  коры  и 
верхней  мантии  является  поверхность  Мохоровичича  (М).  Глубиной  положения  этой  условной 
границы  с  граничной  скоростью 8,1-8,2 км/с  определяется,  по  существу,  мощность  земной  коры 
(ЗК). Строение ЗК Казахстана изучено с достаточной полнотой, благодаря значительному объему 
грави-,  магнитометрических  съемок,  сейсмических  исследований  методами  ГСЗ,  МОВЗ-ГСЗ  и 
МОВ-ГСЗ с использованием промышленных взрывов, а также магнито-теллурических зондирова-
ний  (МТЗ).  При  сейсмических  зондированиях  всех  модификаций  определение  условной  границы 
раздела земной коры и верхней мантии (М) в качестве опорной являлось главной задачей. По мере 
накопления  фактических  материалов  было  построено  множество  схем  поверхности  М,  которые 
различались между собой в деталях. Много публикаций посвящено геологической интерпретации 
природы  отдельных  структур  этой  поверхности  и  выявлению  связи  мощностей  ЗК  с  закономер-
ностями размещения полезных ископаемых [1-7]. 
 
 
 
Рисунок 3 – Структурная схема подошвы земной коры и мощность активной мантии 
 
Figure 3 – Structural scheme of crust base and width of active mantle 
 

Известия Национальной академии наук Республики Казахстан  
 
 
   
68  
Последние  схемы  поверхности  М  составлены  В.Н.  Любецким (1997), А.А.  Поповым (1997), 
В.И.  Шациловым  и  др. (2005) только  по  сейсмическим  данным.  Они  основаны  на  обобщении         
всех  накопленных  к  этому  времени  опубликованных  и  фондовых  материалах  А.Н.  Антоненко, 
Ю.А.  Воложа,  В.И.  Гольдшмидта,  В.  Егоркина,  Н.И.  Павленковой,  В.М.  Пилифосова,  Б.А.  Хры-
чева,  В.А.  Циммера, М.С. Эренбурга  и  многих  других. В общих чертах эти  схемы  близки  между 
собой (рисунок 3). 
Гипсометрическое  положение  поверхности  М,  а  соответственно,  и  мощности  ЗК  в  пределах 
Казахстана меняется в широком диапазоне: от 32 км на западе до 54 км на Алтае и 55 км – в Север-
ном  Тянь-Шане.  На  этом  общем  фоне  мощность  ЗК  резко  варьирует  и  в  пределах  конкретных 
структур. 
В западной части Казахстана наибольший гипсометрический уровень поверхности М (до 54 км) 
характерен для орогенической области Урала: 54 км – на широте г. Магнитогорска, 50 км – в юж-
ной  части  Мугалжар, 44-48 км – в  Зауралье,  восточной  части  Торгайского  прогиба,  в  Северном 
Приуралье. 
Предуральский  прогиб,  Туранская  плита,  Прикаспийский  регион  характеризуются  повышен-
ным  уровнем  залегания  поверхности  М – 36-40 км.  Наиболее  дифференцирован  рельеф  поверх-
ности М (от 32 до 44 км) в акватории Каспийского моря. Локальное погружение этой поверхности 
(42 км) наблюдается в пределах Прикаспийской впадины и структур Мангышлака (42-44 км). Для 
восточной части Тургайского прогиба характерна глубина залегания поверхности М – 40-42 км. 
В восточной части Казахстана превалирует кора повышенной мощности, поэтому граница М 
располагается на глубинах от 42 до 46 км, что наиболее характерно для структур, сформированных 
на останцах докембрийских континентальных массивов Кокшетау-Улытау-Северо-Тянь-Шаньской 
системы,  Актау-Жонгарского  (Балкашского),  Горно-Алтайского.  Тыловые  осадочные  бассейны 
(Тенизский,  Жезказганский,  Шу-Сарысуйский,  Сырдарьинский)  характеризуются  земной  корой 
пониженной мощности. Здесь граница М фиксируется на глубине 40-42 км. 
На  схеме,  составленной  с  учетом  развития  формационных  комплексов  и  геофизических 
данных (рисунок 4) в определенной мере отражены реликты палеокор разного типа в каледонских 
и герцинских структурах, т.е. реликты былых океанов, континентов и их границ.  
Можно  предположить,  что  в  основании  Торгайско-Сырдарьинского  прогиба  присутствуют 
коллизионные  позднеордовикские  структуры,  среди  которых  значительное  место  занимают  плас-
тины  древних  докембрийских  комплексов.  Вместе  с  тем,  здесь  реставрируются  и  сутуры  былых 
океанических  бассейнов  венда-ордовика,  остатки  отложений  позднедевонско-раннекаменноуголь-
ного  прогиба,  фрагменты  девонского  наземного  вулканического  пояса,  раннетриасовые  вулкани-
ческие рифты. Литосфера Торгайского прогиба существенно переработана позднепалеозойскими и 
раннетриасовыми  мантийными  магматическими  процессами,  характеризуется  низким  электри-
ческим  сопротивлением  и  сильно  отличается  от  высокоомной  истощенной  литосферы  террейнов 
докембрийских  блоков,  как  это  имеет  место,  например,  для  литосферы  древнего  Кокшетауского 
микроконтинента. 
Улытау-Каратауский  микроконтинент  с  Ишим-Сарыджазской  континентальной  окраиной 
наращивают  с  севера  Северо-Тяньшаньский  микроконтинент,  а  выделенные  по  геофизическим 
данным  Присырдарьинские  блоки  докембрия – Сырдарьинско-Каракумский  микроконтинент. 
Последний в конце венда-первой половине раннего кембрия составлял единое целое с Таримским 
микроконтинентом. Они разделились, лишь начиная со среднего кембрия. 
Торгайско-Сырдарьинский  прогиб  разделяет  структуры  Восточного  и  Западного  Казахстана. 
Строение  фундамента  прогиба  изучено  относительно  слабо,  поэтому  на  схемах  геодинамических 
реконструкций  по  Казахстану  этот  регион  большей  частью  остается  белым  пятном.  Обобщение 
геофизических  данных  выявляет  сложное  строение  палеозойского  основания  Торгайско-Сыр-
дарьинского прогиба. 
Восточной  границей  палеозойских  структур  является  Ишим-Сарыджазская  континентальная 
окраина,  охватывающая  Байконурский  синклинорий,  Большой  Каратау,  западной  границей – Ур-
кашский разлом. К западу от этого разлома расположена Боровская зона, к востоку – Убаганская. 
 
 

ISSN 2224-5278                                                                                 Серия геологии  и технических наук. № 6. 2016 
 
 
69 
 
 
Рисунок 4 – Схема основных структурных элементов Сырдарьинской впадины 
 
Figure 4 – Scheme of the maik structural elements of the Syr Darya basin 
 
1 – остаточные  прогибы  на  океанической  коре; 2 – внутри  и  межконтинентальные  мезозойские  рифты; 3, 4 – окраинно-
континентальные пояса на древнем гранулитовом основного состава основании; стиль развития рифтогенный: 3 – в составе каледонид,   
4 – в составе герцинид. Положительные аномалии Δg
ост
 высокой интенсивности; 5, 6 – палеорифты пассивных континентальных окраин: 
5 – каледонские, 6 – герцинские.  Относительно-отрицательные  аномалии  Δg
ост
: 7 – пришельфовые  карбонатные  бассейны  пассивных 
континентальных  окраин; 8 – границы  мегазон  внутриконтинентального  рифтогенеза; 9 – зоны  Беньофа-Заварицкого  (субдукция). 
Значки  (треугольники)  отражают  направление  падения  зоны; 10 – островные  дуги  каледонские.  Положительные  аномалии  Δg
ост
;                    
11 – островные  дуги  герцинские.  Положительные  аномалии  Δg
ост
; 12, 13 – островные  дуги,  наложенные  на  палеорифты  пассивных 
континентальных  окраин  предшествующего  этапа, 12 – каледонские, 13 – герцинские; 14 – поднятия  древних  толщ,  авулканические 
террасы. Положительные аномалии Δg
ост
; 15, 16 – вулканические наземные комплексы: 15 – D
1-2 
Центрально-Торгайского и Центрально-
Казахстанского, 16 – C
1-2
-P
2 
Убаганско-Кураминскоговулкано-плутонических  поясов.  Положительные  и  знакопеременные  аномалии 
ΔTa; 17 – задуговые  прогибы  герцинские.  Отрицательные  аномалии  Δg
ост
; 18 – аллохтонные  покровы.  В  полосах  показаны  про-
свечивающие  структуры  автохтона.  Стрелка  показывает  направление  перемещения  аллохтона; 19 – надвиги,  захватывающие  верхние 
горизонты  земной  коры  (штрихи  указывают  направление  перемещения  покрова). 20 – блоки  докембрия  существенно  сиалического 
состава, перекрытые чехлом Mz-Kz отложений; 21, 22 – блоки докембрия сложенные преимущественно основными 21 – гранулитами и 
реоморфитами по ним, в том числе 22 – с высокобарическими комплексами пород, эксгумированными из верхней мантии; 23 – зелено-
каменные  пояса; 24 – зеленокаменные  пояса  с  железистыми  кварцитами; 25 – выходы  комплексов  докембрия  кислого  состава  на 
поверхность; 26 – раннепалеозойские  реоморфиты  по  гранулитам  докембрия  на  глубине 2-4 км; 27–29 – гранито-гнейсовые  купола:            
27 – внешние границы, 28 – гнейсовый субстрат, 29 – перемещенные граниты; 30, 31 – разломы, ограничивающие блоки земной коры 
разного  вещественного  состава  (структурно-формационные  зоны,  подзоны  и  пр.): 30 – первого  порядка, 31 – второго  порядка;                         
32, 33 – поперечные и кососекущие разломы в линейных покровно-складчатых поясах – 32, трансформные разломы – 33; 34 – крупно-
амплитудные  сдвиги; 34 – линии  равных  глубин  залегания  интрузивных  массивов; 35 – линии  равных  глубин  залегания  анома-
лиеобразующих  комплексов; 36 – линии  равных  значений  трансформированного  гравитационного  поля  в  мгл.,  отождествляемые  с 
аномалиеобразующими комплексами. Глубинные разломы (цифры в кружках): 1 – Уркашский, 2 – Тюратамский, 3 – Кызылординский,  
4 – Сырдарьинский, 5 – Главный Каратауский, 6 – Большекаройский, 7 – Сузакский, 8 – Центрально-Коспансорский. Глубинные зоны 
(цифры  в  квадратах): 1 – Сырдарьинская, 2 – Кызылординская, 3 – Большекаратуская, 4 – Малокаратауская, 5 – Улытауско-
Майтобинская, 6 – Тамгалы-Макбальская.  Гранито-гнейсовые  купола  (цифры  в  треугольниках): 1 – Томгольский, 2 – Южно-
Жуантобинский. Линия А-Б – фрагмент глубинного разреза «Туркестанский» 

Известия Национальной академии наук Республики Казахстан  
 
 
   
70  
Убаганская  зона  прослеживается  на  несколько  сотен  километров.  Западная  граница  зоны 
совпадает по геофизическим данным с Севастопольским, Казанбакским, а на юге – с Тюратамским 
разломами.  Зона  большей  частью  перекрыта  мезозойско-кайнозойскими  осадками  мощностью  от 
200  м  и  выше,  поэтому  слабо  изучена.  Относительно  лучше  исследован  северный  блок  зоны, 
отчленяемый  под  острым  углом  от  остальной  части  зоны  Жамшинско-Марьевским  глубинным 
разломом  северо-восточного  направления.  На  северо-востоке  этот  блок  примыкает  к  Кокшетау-
скому массиву (Заградовскому поднятию). 
Из  наиболее  древних  образований  скважинами  вскрыты  метаморфизованные  интенсивно 
дислоцированные отложения, условно датируемые рифеем (А.М. Захаров и др., 1985). На древнем 
складчатом  основании  резко  несогласно  залегают  слабо  дислоцированные  континентальные 
красноцветные  вулканогенно-терригенные  отложения  девона  и  морские  терригенно-карбонатные 
образования  фамена-раннего  карбона.  Завершается  разрез  красноцветной  терригенно-обломочной 
молассой позднего палеозоя. Мощность разреза палеозоя резко сокращена. Нерасчлененные толщи 
среднего-позднего  ордовика  установлены  лишь  на  севере  Убаганской  зоны,  вдоль  границы  ее  с 
Макушинской  зоной,  выполненной  вулканогенно-терригенными  и  флишоидными  толщами  ордо-
вика.  Вдоль  Жаманшинско-Марьевского  разлома  в  раннем-среднем  ордовике  по  геофизическим 
данным  предполагается  развитие  рифта  с  океаническим  раскрытием,  трансформировавшегося  в 
позднемордовике в островную дугу. 
На  коллизионные  каледонские  структуры  Убаганской  зоны  в  девоне  наложился  наземный 
Центрально-Торгайский вулканический пояс. 
В пределах Убаганской зоны широко проявлен ранне-среднетриасовый и юрский рифтогенез. 
Наиболее  крупной  и  хорошо  изученной  рифтогенной  структурой  является  Кушмурунский  грабен 
(рисунок 5). В  северном  направлении  Кушмурунская  система  палеорифтов  разветвляется  и  рас-
ширяется,  охватывая  северную  часть  Убаганской  и  Макушинской  зон,  вблизи  их  границы  с 
Западной Сибирью. 
Рисунок 5 – Физические модели литосферы 
Кушмурунского палеорифта по геотраверсу "Батолит"  
(пк 800-1000) 
 
Figure 5 – The physical model of the lithosphere 
Kushmurunskogo paleorift on Geotraverse "Batolit"  
(PC 800-1000) 
 
Модели:  структурно-скоростная – А,  содержаний 
SiO
2
  по  корреляционному  соотношению  V
р
/V
s
 – Б, 
геоэлектрическая – В. 1 – изолинии  равных  значений: 
скорости распространения сейсмических волн, км/с (А); 
содержаний SiO2, % (Б);  продольного  электрического 
сопротивления,  Ом
м  (В); 2 – глубинные  разломы;  
3 – поверхность Мохоровичича.
 

ISSN 2224-5278                                                                                 Серия геологии  и технических наук. № 6. 2016 
 
 
71 
В  структурном  плане  Убаганская  зона  представляет  собой  линейно-глыбовое  поднятие 
сложного строения. Северо-Восточный мегаблок зоны раннемезозойским Кушмурунским грабеном 
разделен на два блока: Демьяновский (на севере) и Егенкульский (на юге). Строение палеозойского 
основания Центрального мегаблока Убаганской зоны наиболее проблематичное. Отвечающие ему 
аномальные  гравитационное  и  магнитное  поля  не  выразительные, "бесструктурные".  На  "Карте 
варисцийской  структуры  Казахстана  и  прилегающих  территорий" (Абдулин,  Зайцев  и  др., 1976), 
здесь выделен Центрально-Торгайский блок докаледонид. В южной части этого блока скважинами 
на глубине 1,5-2,0 км вскрыты отложения раннего протерозоя: амфиболиты, амфиболовые сланцы, 
гранат-биотитовые  гнейсы  бектурганской  серии;  гранито-гнейсы,  двуслюдяные  сланцы,  порфи-
роиды майтюбинской серии. Поэтому нами принята точка зрения авторов указанной карты. С оп-
ределенной  долей  условности,  в  структурах  основания  нами  выделяется  коллизионный  шов 
сочленения Центрально-Торгайского блока со структурами Байконурской пассивной окраины. 
С  юго-запада  Центрально-Торгайский  блок  ограничен  скрытой  диагональной  структурой, 
предположительно  представляющей  северо-западное  продолжение  палеозойского  складчатого 
пояса  Каратау.  Возможно,  что  выдвижение  структур  Каратау  в  основание  Торгайского  прогиба 
произошло в процессе продольного правостороннего сдвигового перемещения. 
В юго-восточном мегаблоке основания Торгайско-Сырдарьинского прогиба по геофизическим 
данным  выделяются  Присырдарьинские  блоки  докембрия,  торцовопричленяющиеся  к  Чаткало-
Кураминскому складчатому поясу. В осевой части мегаблока сформировался Сырдарьинский оста-
точный  бассейн  позднедевонско-раннекаменноугольного  возраста.  С  северо-запада  мегаблок 
ограничен складчатым поясом Каратау. 
Для западной окраины Центрально-Торгайского и Юго-Восточного мегаблоков, так же как и 
для Северо-Восточного, характерны наложенные вулканические впадины девонского вулканического 
пояса. В Северо-Восточном мегаблоке вулканиты D
1-2 
вскрыты многочисленными скважинами, а в 
Центрально-Торгайском и Юго-Восточном – выделены по характерным магнитным аномалиям. 
В  конце  венда-первой  половине  раннего  кембрия  Каратау-Байконырская  часть  палеоокеани-
ческого бассейна характеризовалась корой переходного типа. Бассейн разделял микроконтиненты: 
Улытау-Каратауский, Северо-Тяньшаньский, расположенные  с восточной  стороны, и Сырдарьин-
ско-Каракумо-Таримский – с  западной. Западным ограничением Улытау-Каратауского микрокон-
тинента  являлась  Ишим-Сарыджазская  пассивная  континентальная  окраина.  Согласно  данным            
М. А. Азербаева, в конце венда-раннем кембрии вдоль этой окраины формировалась трансгрессив-
ная  серия  осадков  внешнего  шельфа  и  континентального  склона  в  условиях  одностороннего 
грабена [8, 9]. Последующие схемы реконструкции для конца раннего-начала среднего кембрия и 
раннего ордовика принципиально не отличаются от предыдущей: накапливаются отложения транс-
грессивной  серии  континентального  склона,  континентального  подножья,  приконтинентальной 
абиссальной равнины и  зоны перехода от приконтинентальной к пелагической области абиссаль-
ной  равнины.  По  циклокомплексу  Уилсона  эти  образования  соответствуют  стадии  зрелости  и 
отвечают  батиальному  и  таласобатиальному  комплексам,  образовавшимся  в  условиях  продол-
жающегося раскрытия палеобассейна [9]. 
Ширина  Каратау-Байконурского  бассейна  сильно  сократилась  в  позднемордовике,  наступила 
стадия  упадка,  сформировался  регрессивный  ряд  отложений  континентального  подножия  и 
шельфового моря [9].  
По данным А. М. Диденко и А. А. Моссаковского, поздний ордовик стал временем закрытия 
Палеоазиатского  океана  и  начала  образования  океанических  структур  новой  генерации  (деструк-
тивные  океанические  бассейны).  Первые  признаки  этих  бассейнов  проявились  в  ордовике,  но 
максимального развития они достигли в конце силура-начале девона. К этому времени относится 
формирование  двух  крупных  океанических  бассейнов – Туркестанского  и  Южно-Монгольского, 
принадлежащих  единой  системе  (Палеотетис I) [10, 11]. Туркестанский  палеоокеан  в  момент 
раскрытия  имел  меридиональную  ориентировку  и  располагался  между  Катазией  (Таримский, 
Афгано-Таджикский  и  Каракумский  микроконтиненты)  и  каледонским  континентом  Казахстана. 
Раскрытие Каратау-Байконурского палеоокеанического бассейна рифтогенного типа не привело к 
формированию зоны спрединга и становлению океанической коры. Поэтому Ишим-Сарыджазская 
зона осталась пассивной континентальной окраиной.  

Известия Национальной академии наук Республики Казахстан  
 
 
   
72  
Сейсмическими наблюдениями по профилю "Туркестан-Навои" в ЗК Сырдарьинской впадины 
установлена  структура  "задвигового"  типа  (рисунок 6). На  глубине  от 20 до 25 км  она  имеет 
ширину до 150 км, а на глубине 12 км – менее 25 км. Ядерная часть этой структуры сложена комп-
лексом  пород  с  низкой  скоростью  (до 5,6 км/с),  а  надвинутые  юго-западное  и  северо-восточное 
крылья – с  высокой  (до 6,8 км/с).  Гранулит-базитовый  слой  в  ее  основании  имеет  повышенную 
мощность (до 25 км). По-видимому, эта структура представляет собой современный реликт Ишим-
Сарыджазского рифта в пределах Сырдарьинского микроконтинента. 
 
 
Рисунок 6 – Фрагмент структурно-скоростной модели разреза ЗК и ВМ  
по профилю МОВЗ-ГСЗ "Туркестан-Навои" (по В. И. Шацилову, 1993) 
 
Figure 6 – Detail of structural-velocity model cut ZC and VM  
on the profile of MOVZ-GSZ "Turkestan-Navoi" (according to V. I. Shatsilov, 1993) 
 
1 – линии  равных  значений  скорости  распространения  сейсмических  волн,  км/с; 2 – поверхность  М; 3 – вещест-
венно-структурные комплексы ЗК и ВМ, характеризующиеся: Vр < 6,0 км/c – а, Vр = 6,0-6,6 км/с – б, Vр = 6,6-7,8 км/с – в, 
Vр > 7,8 км/с – г. 
 
Улытауский  и  Сырдарьинский  микроконтиненты  были  вновь  спаяны  в  единый  континен-
тальный массив в конце раннего-начале среднего девона, образуя юго-восточный край Казахстан-
ского  девонского  континента.  В  Туркестанском  океане  образовалась  зона  спрединга,  торцово  со-
пряженная  с  таковой  Уральского  океана.  Под  влиянием  этих  зон  спрединга  по  южному  и  юго-
восточному краям Казахстанского континента возникла активная континентальная окраина, сфор-
мировавшая Торгайский девонский краевой вулканический пояс. 
Континентальная коллизия (смыкание Казахстана и Киргизии) произошла в среднем карбоне. 
Вместе с закрытием океанических бассейнов Палеотетиса I западнее, в пределах Катазии, в раннем 
карбоне  формируется  система  океанических  бассейнов  Палеотетис  аII (Внутренне-Монгольский, 
Южно-Гиссарский,  Северо-Памирский).  В  конце  раннего  карбона  вдоль  северной  периферии 
Палеотетиса II появляются островные дуги, а в среднем карбоне бассейны закрываются, в связи с 
коллизией Северной Евразии, Таримского и Афгано-Таджикского гондванских микроконтинентов. 
Внутренне-Монгольский палеоокеан просуществовал дольше, до поздней перми включительно. В 
результате коллизии Казахстанского и осколков Гондванского континентов, вдоль юго-восточной 
континентальной  окраины  сформировался  Убаганско-Кураминский  окраинно-континентальный 
вулканический пояс (C
3
–P
1
). 
И  уже  в  триасе  континентальная  коллизия  завершила  формирование  Центрально-Азиатского 
складчатого пояса, который вместе с Южно-Китайским континентом и несколькими гондванскими 
микроконтинентами вошли в состав Евразиатского суперконтинента. 
 

жүктеу/скачать 14,97 Mb.

Достарыңызбен бөлісу: