Карта магматических комплексов Узбекской ССР - Туляганов Х.Т., Юдалевич З.А., Коржаев В.П., Ким О.И., Яскович Б.В., Козлов С.А., Поникленко И.А.

Автор: Туляганов Х.Т. Юдалевич З.А. Коржаев В.П. Ким О.И. Яскович Б.В. Козлов С.А. Поникленко И.А.
Теги: магматические породы вулканические породы картография (текстовые документы) география геология монография науки о земле
Год: 1984
Похожие
Формация позднегерцинских редкометаллоносных гранитов и редкометальные пояса Прииртышья
Слово о карте
Язык карты: сущность, система, функции
Слово о карте
Текст
                    
МИНИСТЕРСТВО ГЕОЛОГИИ УЗБЕКСКОЙ ССР
СРЕДНЕАЗИАТСКИЙ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И МИНЕРАЛЬНОГО СЫРЬЯ
X. Т. ТУЛЯГАНОВ, 3. А. ЮДАЛЕВИЧ, В. П. КОРЖАЕВ, О. И. КИМ,
Б. В. ЯСКОВИЧ, С. А. КОЗЛОВ, И. А. ПОНИКЛЕНКО
КАРТА МАГМАТИЧЕСКИХ
КОМПЛЕКСОВ УЗБЕКСКОЙ ССР
Под редакцией
академика АН УзССР
X. Н. Баймухамедова
ТАШКЕНТ ИЗДАТЕЛЬСТВО «ФАН УЗБЕКСКОЙ ССР 1984
УДК 552.3:528.94(575.1)
Карта магматических комплексов Узбекской ССР
К о ыектпв. Гапшент. Изд-во «Фан» УзССР, 1984.
В монографии рассматриваю гея особенности внутреннего строения
выделяемых магматических комплексов, их возрастные соотношения с
вмещающими иородами, характер тектонических позиций, петрографи-
ческие и геохимические особенности. Особое внимание уделено данным
о рудоиосности и металлогении еской значимости магматических комп-
лексов. имеющим прямое отношение к прогнозной оценке металличе-
ских полезных ископаемых и направ leHino поисковых работ. Основная
часть характеризуемых в монографии подразделений выделена и де-
ia.ii.uo изучена в последние годы и публикуется впервые.
Для геологов и как пособие для студенте и преподана гелей геоло-
гических факультетов.
Рецензенты:
чл. корр. АН УзССР А. Г. Бабаев.
до кт. leo.r.-Muii. наук Г. Б. Ферштатер
1904030000—2305
М 355(04)—84
1G7—83
Ташкент. Изд-во «Фан>> А зССР 1984 г
ПРЕДИСЛОВИЕ
Выполняя редакционную работу по многим геологическим кар-
там ранного масштаба, содержания и назначения и всесторонне
изучая источники формирования четвертичных россыпей, автор
познакомился с огромной информацией, которая получена геоло'
гической службой Министерства геологии Узбекской ССР за по-
следние десятилетия.
Использование этого материала, сосредоточенного в многочис-
ленных отчетах, требует много времени.
Ставя своей целью всемерно способствовать повышению эффек-
тивности работы инженеров, техников и научных работников, в
1979 г. Министерство геологии, через отдел науки, наметило со-
ставить для территории республики серию сводных карт геоло-
ического содержания, обобщив имеющиеся материалы в виде объ-
яснительных записок.
Первая из запланированных карт, изданная в 1980 г., полно-
стью оправдала возлагавшиеся на неё надежды. Здесь необходимо
оговориться, что, составляя вторую карту — магматических
комплексов, авторы не предусматривали полный научный анализ
магматизма Узбекистана. Это потребовало бы включения в ра-
боту всех имеющихся материалов по петрологии, минералогии,
геохимии и другим смежным наукам. Работы такого направления
успешно осуществляются в Институте геологии и геофизики
им. X. М. Абдуллаева под руководством известного петрографа
академика АН УзССР И. X. Хамрабаева.
Предлагаемая сводная работа, которую можно причислить к
числу опережающих научных исследований, систематизирует на-
копленные данные, которые оперативно могут быть использованы
на всех стадиях геологических работ.
В соответствии с возможностями, которые вытекают из науч-
ной и производственной деятельности Министерства геологии
УзССР, в настоящей монографгш обобщены материалы детальных
геологических съемок и результаты тематических работ по маг-
матизму с целью выявления их практической отдачи.
Учитывая это, а также весьма неравнозначную изученность
магматических образований, авторы сочли целесообразным выпол-
нить данную сводку в соответствии с понятием „магматичес~
кий комплекс".
За последние годы в результате детального изучения интру-
зивных образований запада и юга Узбекской ССР, проводившегося
под руководством 3. Л. Юдалевича, в материалы предшествую-
щих крупномасштабных геологических съёмок внесены существен-
ные изменения и дополнения по составу интрузивных комплексов
этих районов и их петрологическим и геохимическим особенностям.
Весьма важным явилось также доизучение вулканогенных об-
разований позднепалеозойской Чаткало-Кураминской орогенной об-
ласти, выполненное группой В. П. Коржаева. Особенно важной
представляется реставрация палеовулканоструктур, утвердив-
шая, наряду с палеонтологическими данными, последовательность
образования и количество вулканических комплексов.
Большое внимание авторы уделили связи эндогенного орудене-
ния с магматическими породами. Представленная информация
по этому вопросу дает возможность научно обосновать основные
направления генерального проекта поисковых работ для террито-
рии республики в целом.
Принятое в первой работе (X. Т. Туляганов, Б. В. Яскович
„Геологическая карта УзССР“, 1980) структурно-тектоническое
районирование, основанное на выделении фрагментов каледонских
палеоструктур, нашло подтверждение в материалах настоя-
щей монографии.
Предлагаемая карта магматических комплексов является вто-
рой геологической картой, детализированной в части магматиче-
ских образований, что дает широкие возможности для её исполь-
зования как в практической работе, так и в дальнейших науч-
ных исследованиях. Она снабжена цветными колонками, наглядно
иллюстрирующими взаимоотношения всех членов ассоциаций гор-
ных пород составляющих магматические комплексы, и их страти-
графическое положение.
Исключительно большое практическое значение авторы прида-
ют детальной легенде, разработанной применительно к крупно-
масштабным геологическим работам.
Материал монографии является достоянием большого коллек-
тива геологов. К сожалению, авторы не имели возможности пере-
числить фамилии всех специалистов, принимавших то или иное
участие в изучении магматических пород, развитых на террито-
_рии Узбекской ССР.
X. Т. ТУЛЯГАНСВ
ВВЕДЕНИЕ
XXVI съезд Коммунистической партии Советского Союза поставил
-большие задачи перед наукой. В нынешней пятилетке предстоит все-
мерно повышать эффективность научных исследований, ускорять внед-
рение достижений науки и техники в производство.
Для геологической службы особенно важным является опережаю-
щее развитие прикладных исследований, способствующих выявлению
новых источников минерального сырья и приросту запасов по уже вы-
явленным объектам.
Изданная в 1980 г. монография «Геологическая карта Узбекской
ССР» является первой книгой из запланированного Министерством
геологии УзССР цикла работ, касающихся характеристики геологиче-
ских образований территории республики.
Основное внимание в указанной книге авторы уделили составу
осадочных отложений, их мощности, условиям залегания и обоснова-
нию возраста. При этом эффузивные образования рассмотрены вместе
с осадочными и метаморфическими.
Кроме того, проведена корреляция местных стратиграфических
подразделений- Стратиграфическая шкала, применяемая в Узбекиста-
не, рассмотрена в рамках мировой геохронологии. Порайонные свод-
ные стратиграфические колонки содержат списки органических остат-
ков, обосновывающих достигнутые пределы дробного стратиграфиче-
ского расчленения. Они дают также представление о взаимоотноше-
ниях выявленных толщ, наличии или отсутствии последовательности в
осадконакоплении, подчеркивают основные тектонические рубежи. При
обобщении материалов использованы многочисленные отчеты по сред-
не- и крупномасштабным геологическим съемкам, утвержденные науч-
но-техническими советами и редакционной коллегией Министерства
геологии Узбекской ССР-
Таким образом, в основе работы лежит объективный, широко об-
суждавшийся материал, которым можно пользоваться на всех ста-
диях геологических исследований без затраты времени на поиск пер-
воисточников.
.Магматические породы в первой книге детально не рассматрива-
лись в связи с обилием новой информации, полученной в результате
крупномасштабных геологических съемок и целенаправленных темати-
ческих исследований.
При подготовке первой монографии установлено, что обобщение
материалов по магматическим образованиям требует специальных ра-
бот, основу которых должна составить самостоятельная сводная кар-
та магматических образований.
Выяснено, что содержащаяся в геологических отчетах за последнее
десятилетие ценнейшая информация по генетической связи многих ви-
дов рудной минерализации с магматическими породами использована
в практике поисковых работ далеко неполно.
Сами магматические образования как источники минерального
сырья изучены очень слабо, хотя известно, что многие из них содержат
полезные компоненты в количествах, значительно превышающих клар-
ковые.
1—7i>2	5
Основным тормозом использования накопленного материала по
магматическим образованиям в решении повседневных практических
вопросов, касающихся перспектив рудоиосности, прогнозирования, раз-
работки планов поисковых работ и опережающих отраслевых темати-
ческих исследований, явилась рассредоточенность данных по много-
численным геологическим отчетам. Таким образом .возникла необхо-
димость составления сводной карты магматических комплексов Узбек-
ской ССР.
На первом этапе предусматривалось:
1.	Разработать легенды и составить крупномасштабные карты-
врезки для отдельных наиболее интересных интрузивных массивов и
вулканогенных структур.
2.	Разработать сводную легенду и составить итоговую карту маг-
матических комплексов.
3.	Составить объяснительную записку к карте, осветив в ней:
а)	географическое положение, особенности залегания и возраст
выделяемых комплексов, характер взаимоотношений между отдельны-
ми их подразделениями и с вмещающими породами;
б)	некоторые петрографические, петрофизические и петрохимиче-
ские данные, отражающие главные вещественные особенности харак-
теризуемых комплексов и данные, указывающие на их геохимиче-
скую специализацию и вероятную рудоносность.
В целях уточнения геологических позиций по некоторым интрузив-
ным телам и эффузивным толщам, для отнесения которых к той или
иной магматической ассоциации отсутствовала достаточная аргумен-
тация, планировалось выполнить полевые работы.
В домезозойском структурном плане большая часть территории Уз-
бекской ССР приходится на Южно-Тяньшаньскую геосинклиналь
(Южный Тянь-Шань), меньшая — на Среднетяньшаньский срединный
массив (Срединный Тянь-Шань) и совсем незначительная — на Бай-
сунский (Юго-Западный Тянь-Шань). Образование этих крупных само-
стоятельно развивающихся палеоструктур первого порядка предполо-
жительно связывается с расколом древней допалеозойской платформы.
Южно-Тяньшаньская геосинклиналь простирается на 1800 км в
виде несколько выгнутой к югу полосы от Аральского моря на западе
до хребта Кок-Шаал на востоке. Включает возвышенности Кызылку-
мов, Нуратинские и Зирабулак-Зиаэтдинские горы, Гиссарский, За-
рафшанский, Туркестанский, Алайский хребты. Северная и южная
границы проходят по системам региональных глубинных разломов,
своеобразным тектоническим швам, захватывающим краевые части
геосинклинали. Участок такого шва (Южно-Ферганский разлом) хо-
рошо обнажен вдоль южного обрамления Ферганской котловины, где
по характеру разрезов домезозойских образований отчетливо устанав-
ливается разнообразие палеотектонических обстановок.
Главный фактор, определивший строение зоны тектонического шва,—
подвижность этого участка земной коры, спе^обств) ющая развитию
как областей размыва, так и накоплению осадков.
Установлены многочисленные внутренние несогласия, резкая фа-
циальная изменчивость одновозрастных толщ, многочисленная разрыв-
ная и надвиговая тектоника. К краевым ослабленным зонам геосинкли-
нали приурочена активная вулканическая деятельность, в том числе
подводная, влиявшая на литогенез осадков нижнего и среднего палео-
зоя.
На запад от Ферганской котловины > еверная граница Южно-Тянь-
шаньской геосинклинали проводится предположительно по геофизиче-
6
скиы данным (Кызылкумо-Нуратинский разлом), южная граница так-
же условна. Здесь уместно указать на большой тектонический рубеж
северо-восточного — юго-западного направления, фиксирующийся, по
геофизическим данным, 30—40-километровым уступом земной коры
(О. М. Борисов, Б. Б. Таль-Вирский). Он делит Узбекистан на запад-
ную эпигерцинскую платформенную область и восточную эпиплатфор-
менную орогеническую по линии, проходящей восточнее гор Каратюбе
к г. Чимкенту. Не исключено, что этот уступ, время образования кото-
рого неизвестно, в какой-то мере ограничивает с запада позднепалео-
зойскую Чаткало-Кхраминскую орогенную область Срединного Тянь-
Шаня. Косвенным подтверждением этого является резкое отличие маг-
матических комплексов в осадочных толщ по обе стороны уступа в
пределах Южного Тянь-Шаня. Обширная территория, лежащая к за-
надх от указанного рубежа, между Южно-Тяньшаньской геосинкли-
налью и хр. Б. Каратау, перекрыта мощным чехлом мезозойских и
кайнозойских образований, поэтому ее палеозойская структура неясна.
Внутреннее строение Южно-Тяньшаньской геосинклинали в основ-
ном определяется каледонскими палеоструктурами второго порядка.
Наиболее дифференцирован Западный Узбекистан, здесь хорошо вы-
ражены древние докембрийские поднятия и разделяющие их прогибы.
Однако определить их масштабы, имея в виду былые области седимен-
тации. затруднительно. Это связано с большими деформациями, кото-
рые испытали домезозойские толщи в результате проявления разрыв-
ной и особенно крупноплановой надвиговой тектоники.
Палеозойские разрезы в пределах поднятий начинаются с конца
позднего силура — раннего девона. Время заложения наиболее ран-
них прогибов определяется наличием зеленокаменных формаций, отно-
симых авторами к позднему рифею — венду.
Контуры указанных палеозойских палеоструктур и соответствую-
щая их классификация могут быть уточнены лишь после ряда палео-
тектонических реконструкций, ориентированных на время проявления
основных тектонических фаз.
Впервые главные черты структуры фундамента для Западного Узбе-
кистана подмечены Ю. А. Лихачевым и др., описавшими древние до
к( мбрпйские поднятия как каледонпды. а разделявшие их прогибы как
герциннды. Выделение гериинид связано с тем, что в то время докем-
брийские метаморфические породы относились к нижнему палеозою.
Султануиздаг в палеотектоническом отношении пока не расшифро-
ван, наблюдается резкое отличие в геологическом строении западной
его части от восточной. Оно проявляется как в составе и возрасте
метаморфических образований, так и в магматизме.
Основываясь на геологическом строении других регионов Западно-
го Узбекистана, можно уверенно говорить о принадлежности Северно-
го Букантау, Северного Тамдытау, гор Каратау (Южный Нуратау).
южной части Зирабулак-Зиаэтдинских гор и гор Каратюбе к древним
прогибам, Южного Букантау, Южного Тамдытау, Аристантау, Бель-
тау, Ауминзатау, северной части Зиаэтдпнских и Зирабулакских гор—
к древним поднятиям.
I 1 Лихачев К). А. и др. Тектоника палеозойского фундамента Кызылкумов.
I Л., 1963.
7
Fite. 1. Схема фрагментов каледонских палеоструктур в пределах территории
Узбекской ССР.
А ~ область Срединного Тянь-Шаня с невыясненной структурой. Б — поздне-
палеозойская Чаткало-Кураммнская орогенная область Срединного Тянь-Шаня,
В — Ферганский раннемезозойскпп (?) грабен. Г — Южно-Тяньшаиьская геосин-
клиналь, Д — Байсунский срединный массив.
1 —- линия 30—40-километрового уступа мощности земной коры, II — тектони-
веский шов между Южным и Срединным Тянь-Шанем (Южно-Ферганскнй разлом),
III — предполагаемый участок тектонического шва, ограничивающего Южный
Тяпь-Шань (Бызылкумо-Нуратппскнй разлом), IV —- тектонический шов между
Южным Тянь-Шанем и Байсунский срединным массивом (Южпо Гпссарский раз-
*
лом). V — предполагаемый участок тектонического шва, ограничивающего Южный
Тянь-Шань.
1 — Восточный Су.ттануиздаг. 2 — Западный Су.тга гупздаг, 3 — Сегеро-Букан-
тауский палеопрогпб позднепротерозойского заложения, 4 — Южно-Букантауское
древнее поднятие. 5—Северо-Тамдынскип палеопрогпб поздиепротерозопского зало-
жения 6 — Ауминза-Бельтауское древнее поднятие, 7— Кульджуктаускпй палео-
прогпб раннепалеозопского заложения, 8 — Каратауский палеопрогпб раннепалео-
зойского заложения, 9 — Зиаэтдпнский древнпй выступ, 10 — Каратюбе-Зирабу-
дакскпй палеопрогиб раннепалеозойского заложения, 11— Нуратинскпй сегмент
центральной частп Южпо-Тяныпаньской геосинк, шпатп с нерасшифрованными ка-
ледонскими палеоструктурами, 12 — Туркестаио-Зарафшапскпй сегмент централь-
ной частп Южно-Тяньшаньской геоспнклпналп с нерасшифрованными каледонскими
палеоструктурами.
Такое схематичное деление трудно осуществить для Нуратинских
гор. В западном окончании Северо-Нуратинского хребта в виде круп-
ного блока обнажен докембрий, на котором трансгрессивно залегает
ранний девон, а с севера и востока к докембрию тектонически причле-
нены зеленокаменная иттынусайская свита и последующий разрез
палеозоя, начинающийся кембрийской системой. Это послужило осно-
ванием для отнесения западной части хребта Северный Нуратау к
древнему поднятию, которое оконтуривалось авторами под названием
Ауминза-Бельтауского. Нуратинские горы, относящиеся к центральной
части Южно-Тяньшаньского геосинклинального прогиба, выделяются
как Нуратинскпй сегмент с нерасшифрованными внутренними струк-
турами.
Восточная часть Узбекистана, лежащая в пределах западных окон-
чаний Туркестанского, Зарафшанского и Гиссарского хребтов, в струк-
турном отношении недостаточно изучена. Выделяющиеся структурные
единицы не обосновываются палеотектоническими построениями. По-
мологическим данным, весь этот регион принадлежит единой области
седиментации. Он занимает центральную часть геосинклинали и вы-
деляется на схеме как Туркестано-Зарафшанский сегмент с нерасшиф-
рованными внутренними структурами. Авторы данной работы не нахо-
дят подтверждения принятому в настоящее время делению Южного-
Тянь-Шаня на сквозные структурно-формационные зоны, охватываю-
щие каледонский и герцинский структурные этажи и базирующиеся
главным образом на различиях в стратиграфических разрезах.
В отдельных случаях этот критерий оправдан, особенно, если
сравнивать палеозойские разрезы участков древних поднятий, начи-
нающихся девонскими накоплениями с участками, относящимися к
древним каледонским прогибам, например, позднерифейского заложе-
ния. В других случаях из-за отсутствия непрерывных стратотипичных
разрезов выводы о структурно-формационных зонах, как об автономно
развившихся блоках земной коры, требуют корректив Достаточно ука-
зать, что к концу позднесилурийского века каледонские поднятия и
прогибы Западного Узбекистана уже не существовали как самостоя-
тельные палеоструктуры. С проявлением в это время позднекаледон-
ской фазы складчатости произошла структурная перестройка, обусло-
вившая повсеместное накопление карбонатной серии осадков с лито-
логическими признаками отдельных горизонтов и даже пластов, выдер-
живающимися на значительных расстояниях.
На территории Узбекистана широко распространены магматичес-
кие породы. В возрастном отношении они занимают почти весь
вертикальный диапазон геохронологической шкалы — от протерозоя
до триаса включительно, представлены различными петрографичес-
кими типами — ультраосновными- основными, кислыми и щелочными.
9
Они формиртют разнообразные по геотектоническим условиям проявле
ния природные ассоциации (комплексы) — вулканические (в том чис
ле субвулканичсские). глубинные (или плутонические) и вулкано-плу
тонические, часто очень сложные по внутреннему строению, веществен
ному составу и неодинаковые по длительности образования.
В Узбекистане магматизм и связанные с ним процессы рудообразо
вания изучаются давно, однако наиболее существенные достижения
этом направлении исследований получены в период 1945—1980 гг.
Авторы сочли целесообразным дать перечень важных монографиче
ских работ, освещающих различные вопросы возрастного расчленения
вещественного состава, систематики и петрологии магматических по
род, приведенных в книге «Геологическая карта Узбекской ССР», до
полнив его неучтенными
новыми
работами в последовательности
их
и
в
издания.
Васильковский II. П. Стратиграфия и вудканизм верхнего палеозоя юго-запад-
ных отрогов Северного Тянь-Шаня. Ташкент, 1952.
Исамухамедов II. М. Петрология Нуратпнского батолита. Ташкент, 1952.
Хамрабаев 11. X. Магматизм и постмагматические процессы в Западном Узбе
кпс.тане. Ташкент. 1958.
Абдуллаев X. М.. Аделуиг А. С. (и др.). Основные черты магматизма и метал
логеиип Чатка.го-Курамннских гор. Ташкент, 1958.
Абдуллаев X. М. Магматизм и оруденение Средней Азии. Ташкент. 1960.
Горецкая Е II. Морозепко Н. К. Магматизм и металлогения в палеозойской
истории геологического развития Южного Гпссара (Южный Тяпь-Шань) Тр
ВСЕГЕП. нов. сер., т. 73, 1962.
Исамухамедов II. М., Купченко Л. Д. Василевский Б. Ф. Магматизм и некото-
рые вопросы металлогении юго-западных огрогол Гцесарского хребта. Ташкент. 1962
Петрография Узбекистана. т. 1, II. Ташкент, 1964—1965.
Теологическое строение СССР. i. 111. Магматизм. М., 1968.
Хамрабаев II. X. Петролого-геохимические критерии рудоносное i и магма гиче
ских комплексов. Ташкент. 1969.
Азимов 11. Т.. Айзенштат В. II.
Ташкент. 1970.
Воронин Т. VI.. Горьковой 0. 11.
носностп Чаткалыких гор. Ташкент.
Далпмов Т. 11. .Кустаргшкова -V.
стана. Ташкент, 1971.
Далпмов Т. Н.. Айзенштат В. II. Фациалыюсть граннтопдпых формаций Узбе-
кистана. Ташкент. 1972.
Кучукова М. С., Исмаилов М. II.. Джамалетдттиов Н .К. Скарново-редкомета.гь-
ные формации Западного Узбекисчана. Ташкент. 1971.
Шу гьц С. С. Геологическое строение зоны сочленения
М.. 1972.


др.). Грапнтопдные формации Узбекистана.
(и др.) Основные черты магматизма и рудо-
1970.
А. (и др.). Вулканогенные форм-щпн Узбеки-
и Тянь-Шаня.
Козырев В. В., Ежков IO. Б. (и др.). Редкие .тлененгы и акцессорные минера-
лы в интрузивных комплексах Срединного Тянь-Шаня. Ташкент. 1972.
Головин Е. М. Тектоно-магматические процессы Памиро-Тяш.-Шаия. Таш-
кент. 197а.
Покровский А. В. Метаморфические комплексы Южного Узбекистана. Таш-
кент. 1974.
Каталог интрузивных массивон Узбекистана г. I. II. Ташкент. 1975
Формационный апа.ны грани гондон Западного Узбекистана Новосибирск. 1975.
Хамрабаев II. X.. Далпмов Т. II. (и др.). Магматические формации и фаты
Узбекистана. Ташкент. 1977.
Апсаиов Я. Б.. Егоров А. II. Геологическое строение и основные черты мшгера-
гении иалеонойскп.х образований гор Кульджуктах. Ташкент. 1978.
Баранов В. В.. Кромская К. М.. Висьиевскпй Я. С. Габброидные комплексы
западной части Южного Тянь-Шаня и их мпнерагегшя. Ташкент. 1978.
Npyitoaen К. Потенциальная рудоиосиоеть магматических формаций верхнего
палеозоя Восточного Узбекистана. Ташкент. 1978.
Шаякубов 1. III. Геология н рудоносное ть палозойеских вулканогенных фор-
маций Южного Узбекистана. Ташкент. 1978.
Далимоп 1. Н. Кислый вулканизм складчатых областей. Ташкент. 1981.
Шиотопа Л. В., 5 шаков В .II. Палеозойский щелочио-базальтовый вулканизм
запада Южного Гяпь-Шаня. Ташкент. 1981.
10
Авторами по возможности прореферирована большая часть опубли-
кованной литературы, детально проработаны все материалы по геоло-
гическим съемкам крупного масштаба и специальным тематическим
исследованиям, касающимся магматизма Узбекской ССР. Как выясни-
лось, многое из достижений геологов-производственников в опублико-
ванной литературе использовано не в полной мере.
Прежде всего это относится к изучению особенностей внутреннего-
строения отдельных магматических тел, их совокупностей и сложно-
построенных массивов и вулканических сооружений, обоснованию по-
следовательности образования, рассмотрению реперных геологических
ситуаций, помогающих решению задачи возрастного ограничения
выделяемых магматических комплексов, различного рода корреляциям
последних по признакам условий залегания, вещественного состава и.
возраста. Изучая новейшие данные о магматических породах Узбеки-
стана, авторы пришли к выводу о возможности синтеза их для целей
систематики, т. е. для обособления конкретных природных ассоциаций’
(или магматических комплексов), изображения их на специальной,
карте, которая явится геолого-петрографическим фундаментом для'
следующей стадии обобщения —- формационного анализа магматиче-
ских образований как основы структурно-тектонического районирова-
ния Узбекской ССР и перспективных прогнозно-металлогенических
построений.
Появление новой геологической информации по магматизму связа-
но прежде всего с полевыми исследованиями большой группы геологов-
съемщиков Министерства геологии УзССР, осуществлявших крупно-
масштабное (1:50000 и 1:25000) геологическое картирование различ-
ных горных районов Узбекистана.
Значительный вклад в изучение Чаткало-Кураминского региона
внесли Г. А. Абдурахманов, М. П. Аделунг, А. П. Агафонов, Б. Т. Али-
шин. В. А. Арапов, 3. П. Артемова. Ю. X. Ахмедуллнн, И. М. Бого-
мольный, В. Н. Доморяд, С. Н. Задорина, Ю. А. Иванов, В. И. Колес-
ник. В. П. Коржаев, Ж- Н. Кузнецов, Л. Г. Лунина, Ю, К. Ляшенко,
Д. И. Ляшкевнч, С. И. Мамаджанов, И. В, Мушкин, Е. В. Панченко,
А. В. Перетрутов, Ф. Ш. Раджабов, Р. Рахимов. Б. И. Сигалов, Н. И.
Соловьев, В. Н. Ткачев, В. Н. Тихомиров, Б. Г. Хайруллин, С. X. Ход-
жаев, 3. А- Юдалевич, Д. Ш. Юсуфбаев и др. Особого внимания за-
служивают составленные с соблюдением всех методических требований
и рекомендаций геологические карты Ж. Н. Кузнецова, Л. Г. Луниной,
Д. II. Ляшкевича, Ю. X. Ахмедуллина, Е. В. Панченко, Г. А. Абдурах-
манова, Б. Г- Хайруллина, С. Н. Задориной, В. П. Коржаева. Ин-
тересные и важные детали геологического строения региона нашли
отражение на геологических картах А. П. Агафонова, Р. Рахимова,
И. В. Мушкина, В. Н. Доморяда, которые по степени расчленения миг-
матитов можно считать эталонными.
Большой вклад в расчленение вулканогенных пород региона и вы-
яснение геотектонических условий их проявления внесли специальные
палеовулканические исследования В. А. Арапова, В. П. Коржаева,
А. Е. Антонова, В. Н. Ткачева, Е. В. Толкачевой, Д. С. Канаша. В. В.
Михайлова, Ю. Ф. Перепелицына, П. М. Анкудович, Я- М. Рафикова,
10. В- Нечаева, а в расчленение интрузивных пород и выяснение вопро-
сов их рудоносности — работы В. В. Баранова, К- М. Кромской, Б. Г
Хайруллина, Р. Г. Юсупова и др.
Акцессорно-минералогические и геохимические особенности магма-
титов Кураминских гор изучали Р. Г Юсупов, Г. А. Абдурахманов и
и др. В результате аналогичных работ, проведенных в Чаткальском
хребте В. В. Козыревым, Ю. Б. Ежковым и др., получен ценный мате-
риал для корреляции интрузивных комплексов на акцессорно-мине-
ральной и геохимической основе и выявления их металлогенической
значимости.
Крупномасштабные геологические съемки в Западном Узбекистане
проводили Г. Ю. Алферов, Я. Б. Айсанов. Н. Р. Асатуллаев, Д. Я- Ах-
бер, Ю. Ф. Баскаков, А. Т. Бендик, В, Я- Диреев, А. И. Егоров, О. И.
Ким, В. С. Корсаков, А. Я. Котунов, Ю. И. Лошкин, В. Н. Лишкевич,
Ю. А. Майков, И. В. Мушкин, Д. М. Огарев, П. Н. Подкопаев, Н. И.
Позняков, А. А. Рубанов, Д. А. Рубанов, Ш. Ш. Сабдюшев, Э. Д. Со-
рокин, О. А. Старцев, Р. Р. Усманов, Н. В. Чалбышева Е. В. Чукаров,
Г. Д. Шмулевич и др. На геологических картах, составленных этой
группой исследователей, отражены большая неоднородность строения
интрузивных массивов и тел региона, изменчивость продуктов магма-
тизма во времени и пространстве. Они акцентировали внимание на не-
которых особенностях их химизма и соотношений с окружающими по-
родами признаках и характере связи с разнообразными полезными ис-
кожаемыми. Специальные тематические исследования по гранитоидам
(3. А. Юдалевпч, Ф. К. Дпваев, О. И. Ким, С. А. Козлов и др.), вул-
канитах1 (И. В. Мушкин, В. С. Корсаков, О. П. Ким, В. Н. Ушаков,
Л. В. Шпотова и др.), ультраосновным и основным породам (В- В. Ба-
ранов, К. М. Кромская, Я- С. Висьневский и др.), щелочным габброи-
дам и базальтондам (II. В. Мушкин) легли в основу новой схемы маг-
матизма и сводной (опорной) легенды для геологических карт террито-
рии Западного Узбекистана, составленных применительно к крупно-
масштабным геологическим картам.
Систематические геолого-съемочные работы, проведенные в Южнох,
УзбекистанеС. А. Барановой, А. Б. Бедером, Э. Д. Безугловым, А. 10
Воробьевым, В. М. Велптченко, С. Я- Лапидусом, Ю. И. Красько,
Г. И. Могилевским, А. М. Мустафиным, О. Н- Никитиной, Ю. В. Ныр-
ковым,В. К- Панасюченко, И. А. Поникленко, Е. К- Поставцевы.м.Б. П.
Пятаевым, Д. А. Рубановым, В. Л. Семеновым, О. Г- Терлепким, Ф. М.
Фаттаховым, Е. Г. Федоровым, О. Г. Черных и др., значительно детали-
зировали представления о магматизме Южного Узбекистана и выявили
интересные эндогенные орхденения, связанные с магматическими поро-
дами.
Высокой результативности геолого-съемочных работ способствова-
ли проводимые одновременно с ними палеовулканогенические исследо-
вания (В. А. Арапов, Т. Ш. Шаякубов, С. Я- Лапидус, В. В. Михайлов
и др.). В итоге обосновано возрастное и фациальное расчленение вул-
канитов юго-западных отрогов Гиссарского хребта, определены их
рудогенерирующая роль, особенности строения вулкано-тектонических
•сооружений.
Значительные успехи в возрастном и фациально-формационном
расчленении гранитоидов и определении их потенциальной металло-
носности достигнуты тематическими работами Ф. К. Диваева, С. А.
Козлова, О. И. Кима, 3. А. Юдалевича и др., позволившими обобщить
новейший фактический материал по магматизму Гиссарского региона.
Существенные изменения и дополнения в представления о масшта-
бах проявления, последовательности магматических событий, вещест-
ъенном составе метаморфизованных магматитов каледонского и до-
кембрийского этапов геологического развития Южного Узбекистана
внесли исследования В. А. Хохлова, В. Е. Головина и др.
Прогресс в изучении магматических пород Узбекистана не мог
быть достигнут без участия ученых ИГиГ АН УзССР, среди которых
12
особо следует отметить И. X. Хамрабаева, Т. Н. Далимова, В. II. Ай-
зенштата, О. П. Горькового, Т. М. Мацокину, А. В. Покровского, П. Т-
Азимова, К- Р- Рахманова, Л. М. Глейзера, В. Т. Юдина, М. С. Кучу-
кову, Р .А. Мусина. А. А. Кустарникову, П. В. Панкратьева. Их петро-
логические разработки существенно сказались на качестве геолого-
съемочных работ, нашли отражение в различных корреляционных схе-
мах и региональных легендах к геологическим картам.
Авторы хотели бы особо подчеркнуть большой вклад в изучение
магматизма Узбекистана ученых АН СССР: Н. II. Лаверова. Б. П. Бе-
ликова, Г. А. Лисициной, А. Е. Толкунова, И. Б. Иванова, Б. Л. Рыба-
лова (ИГЕМ); И. П. Кушнарева, А. Б. Каждана, Б. О. Андерсона
(ГГ1Н) Э. П. Изоха. А. П- Пономаревой (ИГГ СО \Н СССР).
Геологи-производственники постоянно используют также петроло-
гические обобщения и идеи ученых ТашПИ — X. Н. Баймухамедова,
Я. С. Висьневского, И. М. Мирходжаева, П. И. Салова.
Глубокий анализ характера связи магматических пород Восточного
и Южного Узбекистана с эндогенным оруденением, произведенный
X. Н. Баймухамедовым, позволил по-новому взглянуть на природу ме-
таллогении этих важнейших горных районов, выявить генетические и
временные связи оруденения с факторами его магматического контро-
ля, уточнить некоторые пространственные закономерности размещения
месторождений полезных ископаемых в зависимости от положения их
относительно первичного магматического источника.
В работах И. М. Мирходжаева и его коллег большое место отведе-
но рассмотрению закономерностей размещения и образования эндо-
генного оруденения в связи с метаморфическими явлениями.
Весьма значительными представляются также петрологические и
металлогенические исследования ученых ТашГУ — И. М. Исамухаме-
дова. О. К. Кушмурадова, П. Д. Купченко, Б. Ф. Василевского, Г. К-
Ляшенко; САИГИМСа — К. Л. Бабаева, И. М. Голованова. Е. М. Го-
ловина, Л. А. Быкова.
Материалы и выводы упомянутых выше исследователей учтены и
использованы авторами для более полной геолого-петрографической,
акцессорно-минеральной, геохимической и петрохимической характе-
ристики описываемых ниже магматических таксонов.
Данная монография является объяснительной запиской к карте
магматических комплексов, впервые составленной для территории
УзССР.
Стремясь наиболее детально и наглядно показать особенности внут-
реннего строения и состава выделяющихся магматических комплексов,
.авторы иллюстрировали текст работы крупномасштабными картами-
врезками. составленными для отдельных наиболее интересных интру-
зивных тел и участков развития вулканогенных образований.
Большое внимание в работе уделено данным о рудоносности и ме-
таллогенической значимости магматических комплексов.
Для удобства пользования материалом описание карты магмати-
ческих комплексов выполнено по геологическим регионам, отвечающим
намеченным фрагментам каледонских палеоструктур.
Специализированный характер работы требует пояснения значении
некоторых применяемых понятий и терминов. Следуя за Ю. А. Кузне-
цовым2), под магматическим комплексом авторы понимают конкретную
ассоциацию магматогенных пород, парагенетически тесно связанных
друг с другом и занимающих определенное место в пространстве и
времени. Каждый магматический комплекс характеризуется опреде-
ленным набором магматических пород, особенностями петрохимии и
13
минерального состава, взаимоотношениями с другими магматическими
комплексами и осадочными формациями. По объему (возрасту и со-
держанию) он в целом может быть приравнен к свите (осадочных или
вулканогенных пород), т. е. эквивалентен рангу местных литострати-
графических или литогенетических подразделений. Последние для
целей регионального геологического картирования имеют преимущест-
во перед хроностратиграфическнми, большей частью условными под-
разделениями благодаря наличию реальных геологических границ.
Использование понятия «комплекс» в указанном выше значении
как местного литостратиграфического и литогенетического подразделе-
ния обеспечивает достаточную представительность карты как геологи-
ческого документа, отражающего все разнообразие естественных при-
родных ассоциаций. Такая карта значительно облегчает возрастную
корреляцию магматических образований в разных регионах террито-
рии исследования.
Все комплексы названы, согласно принципам стратиграфической
номенклатуры, по местам наиболее полного распространения. При этом
авторы стремились сохранить первичные введенные в литературу мест-
ные наименования.
Индексация магматических комплексов на карте произведена в
соответствии с действующими инструкциями по геологической съемке
масштабов 1:200000 (1969 г.). 1:50000 (1979 г.) и «Основными требова-
ниями к содержанию!! оформлению государственных геологических
карт (1977 г,)».
В зависимости от условий формирования в магматических породах
можно выделить два крупных класса природных ассоциаций —вулка-
нический и плутонический (интрузивный), границы между которыми
не всегда определены и нередко условны (в природе широко распрост-
ранены и смешанные вулкано-интрузивные комплексы). В большинстве
случаев, когда генетические связи интрузивных и вулканических чле-
нов таких комплексов оказывались несомненными, интрузивная часть
их соответствовала приповерхностной или гипабиссальной фациям
глубинности. Для простоты и удобства изложения эти ассоциации опи-
сываются как вулканогенные комплексы. В случаях недостаточно оче-
видной или слабо изученной связи между хронологически и простран-
ственно сближенными вулканитами и интрузивными образования-
ми неглубокой стабилизации те и другие, как правило, характеризуют-
ся раздельно.
Вопрос об особенностях стратиграфических подразделений вулкано-
генных образований рассмотрен межведомственным стратиграфиче-
ским комитетом СССР («Стратиграфическая классификация, термино-
логия и номенклатура», 1956, 1965). Согласно рекомендациям МСК
СССР, при расчленении вулканогенных толщ следует использовать
местные подразделения (свиты). «Основной принцип выделения вулка-
ногенных свит тот же, что и осадочых: свита должна отвечать опреде-
ленному’’ этапу’ развития данного участка земной коры. При этом необ-
ходимо наряду’ с признаками, использующимися при подразделении
осадочных отложений, учитывать особенности развития вулканическо-
го цикла и закономерности эволюции состава вулканических пород».
Стратифицированные вулканогенные породы изучаемой территории
разделяются на две группы ассоциаций. Первую образуют существен-
но вулканические образования, вторую — осадочно-ву'лканогенные, в
которых магматиты занимают по отношению к осадочной составтяю-
2) Главные типы магматических формаций XL, 1964.
14
щей подчиненное положение. Это разделение не является генетическим
по смыслу, скорее оно отражает исторически сложившийся и ограни-
ченный стратиграфический подход к изучению вулканитов отдельных
районов республики. Тем не менее стратифицированные вулканические
образования первой группы, как правило, сопровождаются нестрати-
фицированными телами субвулканических и гипабиссальных интрузий,
составляющих вместе с покровными вулканитами генетически единый
вулканогенный магматический комплекс. За ассоциациями такого ро-
да целесообразно закреплять укоренившееся название стратифициро-
ванного образования (свиты). Так авторы поступили при характери-
стике вулканических комплексов Чаткало-Кураминского региона, где
под названием кызылнуринского, равашского, оясайского и других
комплексов описаны стратифицированные вулканиты кызылнуринской.
равашской, оясайской и других свит, а также связанные с ними суб-
вулканические и гипабиссальные магматиты.
При характеристике магматических образований группы осадочно-
вулканогенных ассоциаций также сохранено первичное (свитное) наи-
менование стратифицированного подразделения. Магматические поро-
ды этих ассоциаций (для избежания характеристики осадочной их со-
ставляющей) в работе описываются как вулканические (или вулкано-
генные) комплексы тех или иных известных стратиграфических таксо-
нов. например, раннекаменноугольный трахилипарит-дацит-лейкоба-
зальтоидный вулканический комплекс ащенынтауской свиты или ран-
недсвонский андезит-базальтовый вулканический комплекс бешмазар-
ской свиты и т. д. Ассоциации такого типа распространены преимуще-
ственно в Западном и Южном Узбекистане.
При расчленении вулканогенных толщ практически важное значе-
ние имеют: 1) региональные стратиграфические несогласия, с по-
мощью которых фиксируются границы вертикального (хронологическо-
го) распространения вулканогенных ассоциаций, 2) характерные осо-
бенности вулканитов, 3) характерные типы образуемых ими вулкано-
структур, 4) петрографические и петрохимические особенности, опре-
деляющие своеобразие конкретной природной ассоциации вулканитов
и позволяющие рассматривать ее как единый магматический комплекс.
При выделении фаций вулканитов использованы общепринятые
их подразделения —- эффузивная (фация лавовых потоков), экспло-
зивная (субфации туфовая и направленного взрыва), игнимбритовая
(пирокластических потоков), экструзивная (вулканических куполов),
жерловая, субвулканических близповерхностных интрузий, субвулка-
нических гипабиссальных интрузий, лахаровая (грязевых потоков),
вулканомиктовая (вулкано-терригенные, озерно-кальдерные отложе-
ния).
Интрузивный комплекс является либо составной частью магмати-
ческого комплекса, его плутонической фацией, либо одноранговым с
ним образованием, когда между магматическим и интрузивным ком-
плексом ставится знак равенства.
Породы интрузивного комплекса обнаруживают ряд геологических,
петрохимических, минералогических, геохимических и металлогениче-
ских особенностей, указывающих на их происхождение из единого маг-
матического очага. Интрузивным комплексам предлагается давать воз-
растные названия с указанием состава, а при его сложности или на-
личии в регионе нескольких одновозрастных комплексов — географи-
ческие.
В Методическом руководстве по геологической съемке масштаба
1:50000 (1974 г.) указывается, что в интрузивный комплекс включа-
15
ются все породы, слагающие интрузивные тела одного возраста, с об-
щими особенностями минерального и химического состава, образован-
ные в близких геологических условиях.
Термины «интрузив», «плутон», «массив» использованы в работе
при описании гетерогенных (сложных или многофазных) интрузивов,
«тело» — для обозначения отдельной (однофазовой) генерации, под-
разделения сложного массива (плутона, интрузива), «фация» — при
характеристике петрографически выраженных разновидностей пород,
сформировавшихся под воздействием различных породообразующих и
постмагматических процессов (краевая, сателлптовая фация). Этим тер-
мином обозначены также уровни глубинности стабилизации пород (ме-
зоабиссальная, абиссальная и другие фации).
Выделение геологически самостоятельных ассоциаций магматиче-
ских пород в многофазных (гетерогенных) плутонах—сложная задача,
так как в них весь пространственно совмещенный набор глубинных
пород имеет общую нижнюю стратиграфическую границу и, как пра-
вило, достоверно не установленную верхнюю. По характеру границ,
фиксируемых обычными геологическими методами, сопряженные ассо-
циации визуально не всегда могут
быть расчленены,
поскольку
нет
прочных критериев, позволяющих отличить контакты разных ассоциа-
ций от контактов их отдельных подразделений. В таких случаях в каж-
дом изучаемом массиве в первую очередь следует выявлять ход разви-
тия отдельных звеньев, принадлежащих данному массиву пород. Обыч-
но эти звенья характеризуются гомодромной или антидромной, реже
смешанной последовательностью образования. Нарушения ее, выра-
женные резкой сменой состава пород, часто регистрируются как грани-
цы комплексов.
Другой решающий признак для расчленения комплексов в слож-
ных массивах — резкая смена вещественного состава, общего для
определенных составляющих массивов подразделений.
Под
оощностыо
вещественного состава в данном случае, понимается петрографическая
и петрохимическая близость пород выделяемой ассоциации или плав-
ное изменение этих особенностей от инициальных до завершающих ее
финальных фазовых подразделений в рамках единой или смежных
фаций глубинности, а также близость состава породобразующих мине-
ралов, слагающих геологически выделенные звенья пород, в частности
сходство породообразующих минералов, их оптических, кристаллохими-
ческих и геохимических свойств. Весьма существенными с точки зре-
ния определения общности вещественного состава представляются
данные о физических свойствах пород (магнитная восприимчивость,
остаточная намагниченность,плотность) и их геохимических особенно-
стях, незначительно варьирующих или плавно эволюционирующих в
пределах единой, правильно выделенной природной группировки по-
род. Резкие смещения этих особенностей (типа щелочности, общей же-
лезистости, глиноземистости и других петрохимических признаков
пород и образующих их минералов, намагниченности пород, их геохи-
мической специализации и т. д.) свидетельствуют о границах ассоциа-
ций.
Временной разрыв в многократных плутонах нередко устанавли-
вается по характерной, свойственной определенной ассоциации, морфо-
логии тел и их соотношениям с вмещающими породами, а также по
явлениям метаморфизма, накладывающегося на одну группу порет
сложного массива и не захватывающего ряд других. Метаморфизую-
щее событие в данном случае служит признаком перерыва между дву-
16
мя группами пород, который можно расценивать как возрастной ру-
беж сопряженных ассоциаций.
Применяемая номенклатура магматических пород основана на си-
стематике их по химическому составу, в частности по таким ведущим
компонентам, как SiO2, 1\2О и Na2O, а также по показателям глинозе-
мистости и общей железистости. Систематика пород по содержанию
кремнезема общепринята, а подразделение пород среднего и кислого
состава по типам (сериям) щелочности определяется содержанием в
них ICO: I) менее 1.5% — натриевый: 2) 1.5—3,0% — малокатиевый;
3) 3.0—5,0% — калинатровый или известково-шелочной (при К2О
меньше \а2О — кали-натриевый подтип, прп 1\2О больше \а2О - нат
рн-калпевь'й); 4) 5.0% — калиевый. Говоря о повышенной глиноземы-
стости имеются в виду устойчивые содержания в нормативном составе
пород, корунда, а также известные граничные содержания А12О?, в
базальтоидах превышающие 17 вес. %, а в салических породах — 14
вес. 7о- Кроме того, систематика пород дополняется данными по коли
чественному минеральному составу главных породообразующх мине-
ралов. при этом особое внимание уделяется признаку так называемого
цветного индекса.
СУЛТЛНУИЗДАГ
Западный С у л т а н у и з д а г
Среднедевонский липарит-дацит тейкобазальтоидный
вулканический комплекс шейхджейлинской свиты
Комплекс включает вулканогенные образования шейхджейлинской'
свиты гор Султануиздаг. Она слагает одноименный синклинорий в за-
падней части хребта, в районе возвышенностей Шейхджейлн, Зенгебо-
бо, Зыгтау и Джимуртау. Представлена непрерывным рядом пород от
основного до кислого составов в эффузивной, пирокластической и суб-
вулканической (рациях. Породы интенсивно катаклазированы, расслан-
цованы и преобразованы в условиях зеленосланцевой фации метамор-
физма.
В Зенгебобо отложения шейхджейлинской свиты собраны в пакет
чешуи общей мощностью 600 м. Около 85% толщи составляют пи
рокластолиты андезитов и андезито-базальтов, не более 5% — субвул-
канпческие диабазы, диабазовые порфириты и диориты и 10% — пи-
рокластолиты кислого состава.
В Шейхджейлн видимая мощность свиты достигает 2500 м. И
них на долю субвулканических пород и лав андезитов, андезито-ба-
зальтов и базальтов приходится 21%, туфов — 49%, в том числе кис-
лого, состава —- 30%• Кислые породы распространены главным обра-
зом в верхней части разреза.
Возраст свиты обоснован палеонтологически. Она относится к эй-
фельскому ярусу, при этом не исключается принадлежность самых
верхних горизонтов к живетскому.
Лавовые породы базальтоидной группы представлены андезито-ба-
зальтовыми и андезитовыми порфиритами, вкрапленники которых сло-
жены плагиоклазом и роговой обманкой. Более половины первоначаль-
ного объема вкрапленников плагиоклаза заметено альбитом, серицит
мусковитом, эпидотом, актинолитом, хлоритом, пелитовым веществом,
биотитом, лейкоксеном. По вкрапленниках! буро-зеленой роговой обман-
ки обычно развиты псевдоморфозы актинолита, хлорита, эпидота, магне -
гита.Стрх ктхра основной массы микрозернистая, гипокристаллическая,
пилотакситовая, гиалиновая и гиалопилитовая. В продуктах изменения
2—702
17
-основной массы — альбит, эпидот, актинолит, хлорит, биотит, лейко-
ксен, редко кварц, встречаются миндалины, выполненные кварцем и
эпидотом.
Среди пирокластолитов андезит-базальтового и андезитового со-
става преобладают литокристаллокластические туфы грубообломочно-
го сложения и смешанного гранулометрического состава. Обломки
пород в них нечетко отграничены друг от друга и от связующей мас-
сы, представлены андезитовыми и дацитовыми порфиритами, эпидози-
тами, туфами. Среди кристаллокластов обычен плагиоклаз, встречают-
ся амфибол, пироксен, редко кварц. Связующая масса тонкая, пепло-
вая, в значительной степени замещена микрозернистым альбитом, эпи-
дотом, хлоритом, серицитом, актинолитом, лейкоксеном, кварцем. Вул-
канические брекчии менее распространены. Обломки в них полуокатан-
ные и угловатые до 1 м. Цемент перекристаллизован в микрозернистый
агрегат эпидота, альбита, актинолита, хлорита, кварца, лейкоксена,
магнетита.
Субвулканические породы базальтоидной группы — диабазы, диа-
базовые порфириты и диориты—образуют межпластовые тела главным
образом в нижней секции разреза комплекса. Преобладают афировые
разности. В порфировых породах вкрапленники сложены плагиокла-
зом, псевдоморфно замещенным альбитом, цоизитом, серицит-мускови-
том, хлоритом, кварцем, кальцитом и нацело актинолитизированной
роговой обманкой. Основная масса представлена вторичной минераль-
ной ассоциацией: по плагиоклазу развиты альбиг, цоизит, серицит,
кварц, хлорит, по темноцветным минералам — актинолит, хлорит, био-
тит, карбонат, стильпномелан. Из акцессорных отмечены лейкоксени-
зированный титаномагнетит, сфен, апатит. Структура офитовая и субо-
фитовая, плохой сохранности.
К. вулканитам комплекса приурочены гипабиссальные интрузивные
тела габбро, габбро-диоритов, габбро-диабазов, диоритов и кварцевых
диоритов, согласные с общим простиранием. Они являются комагма-
тами вулканитов, образуют с ними единую вулкано-плутоническую
ассоциацию, плутоническая составляющая которой описана ниже под
названием зенгебобинского комплекса.
Породы кислой группы образованы в основном дацитовыми порфи-
рами, андезито-дацитовыми порфиритами и риолитовыми порфирами.
Среди вкрапленников, составляющих более 10% породы, обычны оли-
гоклаз, кварц и зеленая роговая обманка с характерными следами ре-
.зорбции и плавления
Группа вторичных минералов по вкрапленникам представлена аль-
битом, цоизитом, хлоритом, биотитом, карбонатом, кварцем, актино-
литом. Основная масса всегда лейкократовая, микрофельзитовая и
фельзитовидная, существенно альбитовая, кварц-альбитовая, редко
кварц-калишпатовая. Замещена серицитом, пелитовыми продуктами,
эпидотом, актинолитом, рудной пылью.
Субвулканические кислые породы петрографически близки к лавам.
Вкрапленники сложены плагиоклазом, биотитом, кварцем, амфиболом,
зитовидная, трахитоидная, фельзито-лейстовая и гранофировая. В
фельзите и гранофире присутствует реликтовый калишпат.
Пирокластолиты представлены литокристаллокластичсскими и кри-
ста ллокластическими туфами андезиг-дацитового и дацитового состава,
в обломочном материале которых установлены андезин, шахматный
альбит, кварц, дацитовые, андезит-дацитовые порфиры, кварц-альби-1
товые и эпидотовые агрегаты. Они погружены в тонкую фельзптовид-1
18
hvio пепловую массу из альбита, кварца, хлорита, серицита, эпидота,,
биотита, кальцита и рудной пыли.
По химизму основные породы комплекса тяготеют к лейкобазаль-
тоидному составу, перенасыщены кремнеземом (нормативный кварц),
характеризуются повышенной глиноземистостью. Почти в равной сте-
пени представлены составы субщелочного и щелочного уклона. В по-
следнем случае соотношение щелочей высоконатриевое. В кислой груп-
пе максимально развиты меланократовые составы. Большая часть по-
род высокоглиноземистая (нормативный корунд) и высокожелезистая
Примерно в одинаковом количестве присутствуют нормально щелоч-
ные и субщелочные разновидности. Профиль шелочей натриевый. Ва-
риации составов пород комплекса в последовательном ряду дифферен-
циатов отвечают «боуэновскому» тренду, в котором за счет магния и
суммы железа накапливаются кремнекислота, глинозем и щелочи.
В. В. Баранов и др. (1978) практически во всех породах гипабис-
сальной фации отмечают наличие акцессорного золота. Известны про-
явления меди и золота, приуроченные к зонам дробления и гидротер-
мального изменения.
Среднедевонский зенгебобинский габбро-диорнтовый комплекс
Представлен габбро, габбро-диабазами, диабазами, диоритами,,
кварцевыми диоритами, гранодиоритами, кварцевыми альбитофирами
п плагиогранит-порфирами, образованными в гомодромной последова-
тельности. Преобладающий тип пород — диориты и кварцевые диори-
ты (Зенгебобннскис массивы, часть Шейхджейлинского интрузива).
Диориты, кварцевые диориты и гранодиориты формируют вытяну
тые в субмернднональном направлении тела (4.5X1.5 км), которые в
краевой части образуют диорит-порфиритовые и кварцево-диорнт-пор-
фнрптовые фации закалки. Диабазы и габбро-диабазы наблюдаются
средн вулканитов шейхджейлинской свиты в виде маломощных (1—
5м) и небольших по протяженности (до 0.3 км) пластовых тел. Габбро
приурочены к контактам этих тет. На левом борту Амударьи они обра-
зуют линзообразные залежи от 1,Зх0.1 до 1,8x0,35 км (Джимуртау).
Здесь расположено наиболее крупное тело (0,5X0.2 км) кварцевых
альбитофиров н связанных с ними плагиогранит-порфиров. На право-
бережье Амударьи кварцевые альбитофиры обычно залегают в форме
узких дайкообразных тел протяженностью до 1,3 км.
В данных химических анализов отражена гомодромная эволюция
состава пород от ранних к поздним, зафиксированная последователь-
ным (от фазы к фазе) увеличением кремнекислоты и возрастанием
суммарного содержания щелочей, в группе которых натрий отчетливо
преобладает над калием. В. В. Баранов и др. указывают на связь с
комплексом проявлений медной и золотой минерализации, приурочен-
ной к кварцевым жилам.
Почти все исследователи Султануиздага указывают на большое
сходство вулканитов шейхджейлинской свиты с субвулканическими об-
разованиями зенгебобинского комплекса и рассматривают их как еди-
ную вулкано-плутоническую ассоциацию. С. С. Шульц (1972) и О. И.
Ким обращают внимание на одинаковый характер их метаморфиче-
ских (фация зеленых сланцев) и гидротермальных (альбитизация, эпи-
дотизация, хлоритизация, окварцевание) изменений.
Возраст зенгебобинского комплекса определяется его связью с
шейхджейлинской свитой, в которой содержатся многочисленные орга-
нические остатки среднедевонского возраста.
19
Восточный Султануиздаг
Докембрийский комплекс амфиболитов, гранито-гнейсов и
мигматитов Дарбазагау
Этим комплексом сложен дугообразный блок Дарбазатау в южной
•части Восточного Султануиздага. Блок представляет северный фраг-
мент гранито-гнейсового купола, большая часть ядра которого погре-
бена под мезо-кайнозойскими накоплениями долины р. Амударьи.
Ядерная часть купола (протяженность 1,5 км, ширина до 0,5 км) пред-
ставлена амфиболовыми и амфибол-плагиоклазовыми гнейсами, кварц-
плагиоклаз-амфиболовымн, биотитовыми и двуслюдяными, биотит-
олигоклаз-квариевыми кристаллическими сланцами, кварцитами, мра-
морами.
Крайние южные обнажения купола представлены очковыми пла-
гиогнейсами, плагиограиито- и гранито-гнейсами, мигматитами. Толща
илагиогнейсов и гранито-гнейсов слоистого строения, которое подчер-
кивается прослоями амфиболитов, кварцитов и мраморов. Мощность
прослоев от первых десятков сантиметров до первых мсгров. Обшая
видимая мощность около 400 м. Породы метаморфизованы на уровне
амфиболитовой фации. По первичной природе они в основном (90%)
принадлежат к вулканическим образованиям (80% кислых пород, 10%
базальтоидов).
Кислая группа включает гранито-гнейсы и плагиогнейсы, изобилую-
щие мигматитовыми обособлениями— преимущественно послойными лен-
точными мигматиг-пегмачигами, пгигмагитами, местами артеритами.
Неосома мигматитов, представленная плагиоклазовыми (альбит-оли-
гоклазовыми) и плагиоклаз (олигоклаз — андезин)-микроклиновыми
гранитами, как правило, имеет меланосома гическую оторочку из обо-
гащенных биотитом и амфиболом очковых илагиогнейсов, свидетельст-
вующих о перераспределении вещества при метаморфической диффе-
ренциации толщи, слагающей купол. Метаморфизация купола сопро-
вождалась привносом калия, на что указывает довольно существенная
роль в составе мигматитов и гранито-гнейсов плагиоклаз-микроклино-
вых разновидностей. От гранито-гнейсов к вметающим их кристалли-
ческим сланцам и гнейсам наблюдаются постепенные переходы.
Гранито-гнейсы представляют комбинацию полосчатых мезократо-
вых гранитов и лейкократовых мигматит-граншов, переслаивающихся
с меланократовыми, обычно биотш-плагиоклазовыми гнейсами, реже
амфиболовыми гнейсами и амфиболитами. Среди гранито-гнейсов и
мигматитов обнаруживаются илагиоклазовые (альбит-олигоклазовые,
олигоклазовые, редко олигоклаз-андезиновые), плагиоклаз-микрокли
новые, биотит-мусковитовые, биотитовые, существенно мусковитовые
разновидности. Наряду с минералами «гранитового» парагенезиса
часто встречаются гранат и хлорит. Структура иород преимущественно
гранобластовая, лепидогранобластовая, нередко порфиробластическая.
В меланократизированных плагиоклаз-амфиболовых i нейсах и амфи-
болитах часто фиксируются реликтовые офитоидные структуры, евп
детельствующие о дом, что в составе преобразуемого метаморфизмом
и гранитизацией субстрата имелись ортопороды базитового состава.
Местами гранито-гнейсы и мигматиты катаклазпрованы и милонитизн-
рованы. Характерно, что динамометаморфизм пород происходил до их
диафтореза, так как не раздробленные гранат и хлорит развиваются по
милониту.
Широко распространены пегматитовые, гранит-пегматитовые и ап-
штовые жилы мощностью до 10 см, иногда до 1.8 м. Эти породы так-
20
же испытаии диафторез, соответствующий ставролпт-альмандиновой
субф ации метаморфизма.
Изучение первичной природы амфиболитов комплекса позволило ус-
тановить их соответствие высокоглиноземистым базальтам островодуж-
ных серий. Составы пород салической группы отвечают андезито-даци-
там и липаритам. Значения магнитной восприимчивости указывают на
принадлежность всех пород комплекса к группе немагнитных образо-
ваний. Результаты химических и спектральных анализов пород пока-
зали повышенные относительно кларка содержания кобальта, никеля,
цинка и вольфрама.
Но возрасту породы Дарбазатау коррелируются с метаморфически-
ми толщами фундамента палеозойской геосинклинали Южного Тянь-
Шаня, Байсунского срединного массива и Гармского блока. По амфи-
болитам комплекса получена цифра 776 млн. лет (калий-аргоновый ме-
тод, амфибол, САИГИМС), а по гранито-гнейсам — 289- 446 млн. лы
(калий-аргоновый метод, биотит, САИГИМС, ВСЕГЕИ).
Докембрийский липарит-андезит-базальтовый вулканический
комплекс султануиздагской и джамансайской свит
Объединяет вулканогенные образования султануиздагской и джа-
мансайской свит гор Султануиздаг. Они распространены на южном
склоне гор в междуречье Кахралы и Урусая.
Секция разреза, отвечающая султануиздагской свите, сложена дву-
слюдяными и ставролитовыми сланцами с гранатом и маломощными
прослоями кварцитов, амфиболитов, амфиболовых гнейсов и сланцев. В
бассейне Урусая она насыщена прослоями порфироидов дацитового со-
става. Постоянным элементом разреза свиты являются субсогласные
разгнейсованные дайки гранит- и гранодиорит-порфиров с новообразо-
ваниями граната и ставролита. Верхняя часть разреза комплекса (джа-
мансайская свита) представлена амфиболитами и амфиболовыми слан-
цами, кварцитами, двуслюдяными, известковистыми и биотит-олиго-
клаз-кварцсвыми сланцами. Соотношение этих свит тектоническое. Об-
щая видимая мощность около 1500 м. вулканитов содержится до 15—
20 7о.
Отложения претерпели региональный мт аморфизм зеленослан
цевой фации и фации дистеновых сланцев. Возраст султануиздаг-
ской и джамансайской свит не определен однозначно. По мнению одной
группы исследователей, султануиздагская и джамансайская свиты до-
кембрийские (абсолютный возраст по амфиболу из амфиболитов джа-
мансайской свигы 780—823 млн. лет), другие склонны относить султа-
нуиздагскую свиту условно к силуру, а джамансайскую — к раннему
девону на основании сборов раннедевонских окаменелостей из мрамо-
ров, тектонически залегающих в видимом основании джамансайской
свиты.
К базальтоидной группе отнесены амфиболиты и амфиболовые слан-
цы. Структура нематобластовая, фибробластовая или порфиробластовая
с гранобластовой основной тканью, изредка наблюдается реликтовая
порфировая. Общий минеральный состав: амфибол, плагиоклаз, кварц,
хлорит, апатит в небольших количествах присутствуют биотит, кальцит,
гранат, титаномагнетит, эпидот. Порфиробласты сложены голубовато-
зеленым амфиболом, гранатом, кальцитом, биотитом, титаномагнетитом.
i чистки порфировой структуры выражены дезинтегрированными и пере-
крпсталлизированными таблитчатыми вкрапленниками обратно зональ-
ного плагиоклаза, варьирующего от альбит-олигоклаза до лабродора.
Кислая группа состоит из порфироидов (металавы и метатуфы), гра-
21
нит- и гранодиорит-порфиров. Порфироиды — породы порфирового сло-
жения с микролепидобластовой или микрозернистой основной массой.
Текстура очковая, неясносланцеватая или сланцеватая. Первичные
вкрапленники породы сложены плагиоклазом (от альбита до основного
олигоклаза) и редко мусковитизированным биотитом. Основная масса
представлена тонкоструктурным агрегатом кварца, плагиоклазом, био-
титом, серицитом, хлоритом, кальцитом, лейкоксеном, акцессорными
сфеном, апатитом, цирконом и рудным минералом. В основной массе
метатуфов отмечается реликтовая псаммитовая структура.
В гранит- и гранодиорит-порфирах фенокристы представлены зер-
нами олигоклаза или альбит-олигоклаза. погруженными в микрозер-
нистую гнейсированую основную массу, состоящую из кварца, олигокла-
за или альбит- олигоклаза, мусковита, биотита. Акцессорные — сфен,
апатит. Встречаются новообразования в виде порфиробласт граната и
ставролита. Реконструкция первичной природы амфиболитов и амфибо-
ловых сланцев показывает соответствие последних базальтоидам.
Салические породы представлены низкотитанистыми высокоглинозе-
мистыми (нормативный корунд) разновидностями с характерным преоб-
ладанием железа над магнием. Профиль щелочей калиево-натриевый.
В базальтоидной группе повышены содержания бериллия, в кислой —
фемафнльных элементов (никеля, кобальта, хрома, меди).
С вулканитами джамансайской части комплекса ассоциировано
марганцевое оруденение, представленное кремнисто-марганцевыми по-
родами (пласты и прослои) туфогенно-осадочной природы.
Докембрийский султануиздагский гипербазит-габбро-
плагиогранитовый комплекс
Распространен в осевой части восточного сектора Султануиздага и
на южных склонах гор. Обе полосы отграничены от вмещающих пород!
тектоническими нарушениями. В состав комплекса входит три типа пе-
ред: 1) серпентиниты. 2) амфиболиты и габбро-амфиболиты, 3) пла-
гиограниты- Серпентиниты обычно слагают нижнюю часть разрез
офиолитовой пластины, выше залегают габброиды. еще выше плагис-
граниты.
Серпентиниты представлены характерной антигоритовой разновидно-
стью. Базиты сложены главным образом амфиболитами, значительная
часть которых по реликтовым офитовым и аллотриоморфнозернисты«1
структурам опознается как ортоамфиболпты, образованные по габбро
диабазам и габбро.
Серпентиниты и габброиды находятся примерно в равных количес!
вах. Первые образуют линзообразные обычно межпластовые тела д.
ной от 1,0 до 12,0 км, шириной от 02 до 0,6 км. Габро-амфиболитд1
слагают пластины до 1,0X7.0 км.
По серпентинитам развиты листвениты, галькиты, родингиты, таль-. I
карбонатные, хлоритовые, актинолитовые, тремолитовые, гранатов! I
иногда антофиллитовые породы.
По условиям залегания и особенностям вещественного состава i J
пербазиты относятся к альпинотипным образованиям.
Особенность габброидов — большая неоднородность их соста1.1
выраженная мозаичным строением тел, частой сменой участков суп-1
ственно плагиоклазовы.х пород меланократовыми, существенно амфи!
болевыми, мелкозернистых участков крупнозернистыми, габбро ода I
родной структуры и текстуры габброидами мигматитового облика I
пегматоидами.	I
Широко распространенные габбро-амфиболиты состоят из обыь I
9‘Э	I
венной зеленой роговой обманки и промежуточной разности между
обыкновенной роговой обманкой и гастингситом, зонального лабрадо-
ра, небольшого количества кварца, цоизита и клиноцоизита, апатита.
Местами они содержат довольно обильный гранат. Структура породы
нематобластовая, реликтовая офитовая, паналлотриоморфнозернистая,
порфиробластическая.
Илагиограниты в виде пластинообразных тел длиной до 16,0 км
при максимальной ширине до 0,75 и 10 км при ширине до
0,35 км (соответственно именуются Кахралсайским и Кичиксайским
массивами) залегают вдоль северной и южной границ офиолитовой по-
лосы. Сложены плагиоклазом, в основном альбитом, реже альбитоли
гоклазом, кварцем, высокожелсзистым биотитом, хлоритом, мускови-
том (обычно в срастании с биотитом), гастингситом, гранатом, магне-
титом, турмалином. Кварц и полевой шпат интенсивно катаклазирова-
ны ц милонитизированы. Цемент милонита залечивается хлоритом и
мусковитом. Гастингсит, гранат, магнетит и турмалин — минералы, на-
кладывающиеся на участки катаклаза и милонитизации, образованные
после тектонического смятия плагиогранитов, структура которых пред-
ставляет комбинацию первичной гипидиоморфнозернистой с динамо-
метаморфической ката пластической, бластогранитовой, грубом и л он и со-
вой, кумулобластовой, бластомилонитовой. Динамометаморфизмом
охвачена вся область развития плагиогранитов, что позволяет характе-
ризовать их как милонит- и катакла.зит-плагиограниты.
Из жильных пород в связи с плагиогранитами известны жилы пла-
гиоаплитов мощностью до 1,0 м.
Илагиограниты равномерно через 200—300-метровые промежутки
пронизаны субмеридиональными кварцево-жильными штокверками
(ширина до 15—20 м, протяженность до 70,0 м), к которым приурочены
юны альбитизации и альбититы (мощность до 1,6 м).
Ио химизму султануиздагские габброиды близки габброидам офио-
литовых ассоциаций. Пониженная титанпстость и низкие содержания
калия (в среднем 0,4 вес. %) в плагиогранитах указывают на то, что и
они были фракционированы магмой, по составу близкой к океаническим
толеитам.
Гипербазиты комплекса несут повышенные содержания ванадия,
хрома, меди, цинка, золота, ртути, габброиды •— ванадия и меди, а
плагиограниты — меди, золота и молибдена. К гипербазитам приуро-
чены проявления хромитового и силикатно-никелевого (с кобальтом)
оруденения, месторождения талька и лиственита.
Султануиздаг — основной рудоносный район Узбекистана на талько-
вый камень. По данным Л. Б. Когана, В. В. Баранова и В. А. Курба-
това, значительный интерес в связи с установленной никеленосностью
древней (предмеловой) коры выветривания представляют северо-за-
падное и восточное погружения полосы развития гипербазитов султану-
издагского комплекса иод меловые накопления.
Верхний возрастной предел султануиздагского комплекса на осно-
вании нахождения в обломочном материале урусайской свиты гальки
«.зтаклазпт- и милонит-плагиогранитов (К- А. Кешишян и др., 1980 г.),
петрографически и петрохимически идентичных гранитоидам Кахрал-
сайского п Кичиксайского тел, вполне определенно устанавливается
как силурийский. Отметим, что в пределах Каратауской полосы габбро-
амфиболиты рассекаются системой диабазовых даек—субвулканических
составляющих условно позднедокембрийского липарит-андезит-базаль-
тового комплекса каракудукской свиты, что позволяет рассматривать
II ,’лтануиздагский комплекс как докаракудукский, т. е. докембрийский.
23
Позднедокембрийский (?) липарит-андезит-базальтовый
вулканический комплекс каракудукской свиты
В этот комплекс выделены вулканогенные образования каракудук-
ской свиты гор Султануиздаг, которые вместе с серпентинитами и габ-
бро-амфиболитами являются главной частью разреза Каратауского
офиолитового пояса. Выходы прослеживаются через центральную и
восточную части гор на расстоянии более 35 км при ширине 1,5—3 км.
В г. Аччитау мощность вулканитов около 700 м, в центральной ча-
сти гор — до 1000 м. В их разрезе представлены лавы базальтового,
андезито-базальтового и андезитового состава (до 80%). пирокласто-
литы базальтоидов (не более 5%), субвулканические кислые породы
(до 15%) и кварциты. В каракудукской свите широко распространены
ксенолиты габбро-амфиболитов султануиздагского комплекса. Наме-
чается корреляция каракудукской свиты с кумбулакской, учкудуктау
ской, иттунысайскоп и канской.
В центральной части гор Султануиздаг вулканиты каракудукской
свиты, особенно базальтоиды, интенсивно метаморфизованы, превра-,
щены в амфиболиты и разнообразные амфиболовые сланцы. В горах
Аччитау породы претерпели только зеленокаменное преобразование.
. 1авы базальтоидной группы примерно одинаково представлены
афировыми и порфировыми разностями. Среди последних различаются
пироксен-плагиоклазовые, плагиоклазовые. амфибол-плагиоклазовые и
редко пироксеновые. Интенсивно деанортизированный плагиоклаз
обычно преобладает над темноцветными минералами. Существенную
роль в замещении плагиоклаза играют цоизит и эпидот. Кроме того, по
нему развиваются серицит, хлорит актинолит.
Темноцветные минералы замещены волокнистым уралитом, актино!
литом или сине-зеленым амфиболом, реже хлоритом и кальцитош
Структура основной массы утрачена, перекристаллизована в тонки!
нематогранобластовый агрегат амфибола, олигоклаза (или альбита)
эпидота, цоизита. В единичных случаях отмечены реликты диабазово!
и фельзитовой структур.
11нрокласголиты (кристалле- и литокрнсталлокластические туфы)!
количественном отношении резко подчинены лавам. Обломочный naJ
териал представлен плагиоклазом, амфиболнзированным пироксеном
базальтоидами с диабазовой структурой, кварц-хлоритовым, кварц-cel
рицитовым и хлорит-цоизитовым агрегатами. Связующая масса тонко!
структурная, состоящая из альбита, цоизита, актинолита и хлорита. I
Породы кислого состава встречены только в виде согласных даекI
линзовидных залежей мощностью до 15 м. Преобладают кварцевь!
альбитофиры, встречаются липарит-порфиры, альбититы и плагиогря
иит-порфиры. Местами заметен флюидальный рисунок пород.
Слабо зональный плагиоклаз вкрапленников имеет следы оплавля
ния и резорбции кристаллов, представлен альбит-олигоклазом и основ
ным олигоклазом, серицитизирован. цоизитизирован, актинолитизирв
нан, карбонатизирован.	I
По первичным темноцветным .минералам развита сине-зеленая (хЛ
таморфическая) роговая обманка, замещающаяся хлоритом, эпидв
том, лейкоксеном.	I
Основная масса преимущественно фельзитовая и микропойкнли I
вая, реже сферолитовая, микрогранофировая и микроаплитовв
Химические составы базальтоидной группы изменяются от андезитЛ
до меланобазальтов. Обычны породы с нормативным гиперстеномИ
24
оливином, но встречаются и олпвин-нефелпновые. Преобладают разно-
сти с умеренной глиноземистостью. За редким исключением породы
низкотитанистые. Профиль щелочей высоконатриевый.
Кислая группа представлена лейко- и меланосалическими соста-
вами. Породы низкотитанистые и низко!линоземистые, со слабо желе-
зистым уклоном. Профиль щелочей высоконатриевый.
Согласованные вариации составов при сравнении пород базальто-
идной и салической групп подчиняются «боуэновскому» тренду. Отме-
чается параллельное падение концентрации глинозема и титана.
Базальтоидные породы комплекса характеризуются в целом низки-
ми содержаниями малых элементов. Близки к кларковым или несколь-
ко превышают его лишь ванадий и скандий.
Раннедевонский андезит-базальтовый вулканический комплекс
бешмазарской свиты
Вулканиты бешмазарской свиты гор Султануиздаг приурочены к
долинам боковых притоков Джамансая. распространены в верховьях
Кызылсая и окрестностях гряды Дарбаза. Наиболее мощные разрезы
описаны по левому составляющему Джамансая — Бешмазарсаю. Осно-
вание свиты не вскрыто. В видимом начале разреза наблюдаются рас-
сланцованные литокластические граувакки и полимиктовые алевроли-
ты, почти постоянно содержащие гравийную подмесь и прослои глини-
стых сланцев.
Разрез завершается пачкой туффитов, альбитофиров и их туфов,
которые в поле зеленосланцевой и дистенсланцевой фаций метамор-
физма преобразованы в альбит-хлоритовые зеленые сланцы, много-
компонентные породы с амфиболом и амфиболиты. Часто встречаются
прослои и линзы мраморизованных известняков. Общая видимая мощ-
ность около 800 м, из них на долю вулканитов приходится 10%. Воз-
раст толщи обоснован ископаемой фауной, заключенной в карбонат-
ных породах. В альбитофирах порфировые выделения сложены нацело
альбитизированным плагиоклазом и псевдоморфным хлоритом. Основ-
ная масса микролитовая с альбитом, серицитом, хлоритом, эпидотом,
кальцитом и пиритом.
К первично лавовым породам, судя по реликтам вкрапленников, от-
носятся амфиболиты и многокомпонентные породы, состоящие из квар-
ца, плагиоклаза, хлорита, сине-зеленого амфибола, эпидота, кальцита,
биотита и акцессорных магнетита, апатита, турмалина. Структура
порфиробластовая (гломеробластические скопления магнетита и амфи-
бола, редкие порфиробласты деанортизированного плагиоклаза) с мик-
ролепидогранобластовой основной тканью.
Туфы альбитофиров из-за сильного катаклаза трудно отличимы от
альбитофиров. Состоят из обломков фенокристаллов альбита и микро-
зернистой связующей массы. Салической группе пород, вероятно, при-
надлежат обломки стекловатой связующей массы порфиров, находя-
щиеся в туффитах.
Раннекаменноугольный трахилипарит-дацит-лейкобазальтоидный
вулканический комплекс ащенынтауской свиты
Вулканиты ащенынтауской свиты развиты на северном склоне гор
Султануиздаг, а также слагают Беркуткалинские холмы в восточной
платообразной части этого района.
Нс. северном склоне А. А. Кулешом и др. описан следующий разрез
25
свиты (снизу вверх): 1) миндалекаменные базальтовые порфириты с
прослоями диабазов, туфопесчаников и гравелитов (250 м); 2) пере-
слаивание липарит-порфпров и базальтовых порфиритов (150 м); 3) пе-
реслаивание базальтовых порфиритов и их туфов, андезитовых порфи
ритов и вулканомиктовых гравелитов (100 м).
На холмах Беркуткала свита образована преимущественно лавами
лейкобазальтоидного состава (70% обнаженного разреза), подчинен-
ное значение имеют кислые субвулканические породы (10%), туфы,
туфопесчаники и тхфогравелпты (20%)- На западных выходах (г. Аще-
нынтау), по С. С. Шульцу, (1972), в разрезе свиты присутствуют ча-
стые прослои туфоконгломератов и туфогравелитов, лавобрекчий, пеп-
ловые горизонты с вулканическими бомбами и лапиллями, туффиты.
известково-кремнистые и кремнистые сланцы.
Раннекаменноугольный возраст комплекса установлен предположи-
тельно. Ащенынтауская свита с угловым несогласием залегает на раз-
мытой поверхности среднедевонской казансайской свиты, являясь наи-
более молодым стратиграфическим подразделением палеозоя Султану-
издага.
Вкрапленники базальтоидов представлены пироксеном и пла-
гиоклазом. Среди зерен пироксена различаются ромбическая (гипер-
стен) и моноклинная (авгит) структурные модификации. Они интен-
сивно замещаются биотитом, хлоритом, эпидотом, магнетитом, актино-
литом, кальцитом. Вкрапленники плагиоклаза (первоначально основно-
го олигоклаза) большей частью деанортизированы. Из вторичных про-
дуктов наиболее характерны альбит, эпидот, серицит, реже наблю-
даются хлорит, актинолит, кварц. Характерная структура основной
массы пород — пилотакситовая, реже встречаются гиалопилитовая,
призматическизернистая и гиалиновая, очень редко — диабазовая. Ме-
стами основная масса перекристаллизована в тонкозернистый агрегат
зерен альбита, серицита, эпидота, хлорита, лейкоксена, кварца. Запол-
нение миндалин полиминеральное: кварц и хлорит, эпидот, кальцит,
альбит и актинолит и гематит.
Лавы кислой группы встречены только в виде обломков в литокла-
стических туфах и тсфроидах, где они имеют трахимоидную, витрофи-
ровую и фельзитовидную структуры основной массы. Во вкрапленниках
обломков встречается плагиоклаз, замещенный альбитом, серицитом,
пелитовым веществом.
Субвулканические породы представлены нормальнопорфировыми
разновидностями с вкрапленниками плагиоклаза, темноцветных мине-
ралов и кварца. Плагиоклаз замещен альбитом, серицитом, кальци-
том, пелитовым веществом. Темноцветные минералы по объему и раз-
мерам выделений уступают плагиоклазу, полностью замешены крипто-
чешуйчатой слюдой, кальцитом, альбитом и гематитом. Кварц во
вкрапленниках исключительно редок. Основная масса сферолитовая.
Ппрокластолиты имеют преимущественно смешанный андезито-да-
цитовый состав, но встречаются и дацитовые туфы. Различаются
средне-, крупно- и грубообломочные литокластические, литокристалло-
кластические и кристаллокластические разновидности. Кристаллоида-
сты принадлежат альбиту и редко кварцу. Обломки пород представле-
ны лавами андезитов и дацитов. Форма обломков неправильная, ино-
гда они оплавлены. Связующая масса микрозернистая, кварц-альбито-
вая, в разной степени замещена серицитом, хлоритом, эпидотом, акти-
нолитом.
Вулканиты обладают повышенной магнитностыо. Главная петрохи-
мическая особенность комплекса заключается в непрерывном распреде-
26
ленип пород по кремнекислотности с отчетливо проявленным боуэнов-
ским трендом. В кислых породах вместе с ростом кремнекислотности и
щелочей увеличивается содержание глинозема и окиси железа.
Базальтоидная группа в целом может быть определена как андсзи-
то-базальт-лейкобазальтовая. Характерны как пересыщенные (норма-
тивный кварц), так и недосыщенные (нормативные гиперстен и оли-
вин) кремнеземом низкотитаннстые, умеренно глиноземистые и мало-
калиевые составы Салическая группа представлена высокоглинозе.мп-
стыми (нормативный корунд) субшелочными составами с высокой сте-
пенью окисленности железа. Профиль щелочей калинатровый.
Раннекаменноугольный тебинбулакскпй перидотит-
пироксенит-габбровыи комплекс
Представлен одноименным интрузивом эллипсоидальной формы
(4,5 км Х1,8 км), вытянутым в меридиональном направлении. Приуро-
чен к ядру синклинальной складки, образованной в нижнедевонских
песчано-сланцевых и кремнистых породах, которые он прорывает и
контактово метаморфизует. Сложен перидотитами (верлитами и шрис
геймптами), пироксенитами (в том числе оливиновыми и амфиболовы-
ми), тебпнитами, горнблендитами и пироксеновыми горнблендитами,
амфиболовыми и пироксеновыми габбро. Доминируют ультраосновные
разности пород.
Перидотиты образуют небольшие линзовидные тела до 10X^0 м,
залегают среди пироксенитов и горнблендитов, связаны с ними посте-
пенными переходами. Сосредоточены в основном в западном эндокон-
такте массива. Состоят из оливина (25% фаялита), авгита и роговой
обманки. Из вторичных минералов характерны антигорит, бастит, ид-
дингсит, боулингит, актинолит, тремолит, тальк, из акцессорных —
магнетит, апатит, сфен, шпинель, гематит, пирротин. Структура пани-
диоморфнозернистая, пойкилитовая.
I В. В. Баранов и др. (1978) в размещении перидотитов различного
состава устанавливают некоторые закономерности. Верлиты и оливи-
новые пироксениты «... заключены в анхимономинеральных пироксенп-
тах, шрисгеймиты располагаются среди горнблендитов, а пироксен-ро-
говообманковые перидотиты — среди тебинитов».
Среди пироксенитов преобладают амфиболсодержащие разности, в
том числе тебиниты. Пироксен в них представлен авгитом, а амфи-
бол — обыкновенной зеленой роговой обманкой.
Гсрнблендиты — наиболее распространенные льтраосновныс по-
роды массива- Состоят из амфибола и небольшой примеси авгита.
Вторичные минералы — актинолит, тремолит, среди акцессорных глав-
ное значение имеют апатит и титаномагнетит.
Габброиды занимают в массиве центральное положение, местами
наблюдаются в юго-западном и восточном его эндоконтактах. Среди
них преобладают роговообманковые соссюритовые габбро, состоящие
из густоокрашснной роговой обманки, соссюритизированного лабрадора,
небольшого количества авгита. Структура •— аллотриоморфнозерни-
> гая.
Из жильных пород развиты габбро-пегматиты. В химическом соста-
ве пород тебинбулакского комплекса обращает на себя внимание повы-
шенное содержание калия, в габбро и горнблендитах достигающее
0,85—1,1 вес. %, а также повышенное по сравнению с другими базит-
гнп-рба штовыми ассоциациями Султануиздага, содержание титана,
27
колеблющееся от 1,2 до 2,0 вес. %. Глубина образования ассоциации
мезоабиссальная.
Морфология массива (сдавленный эллипсоидальный плутон), его
концентрически-зональное внутреннее строение, повышенная щелоч-
ность характеризуют стабильные тектонические условия формирования
комплекса. Исходная магма, по-видимому, имела оливин-базальтовый
состав.
Значения магнитной восприимчивости (колеблются в ведущих раз-
новидностях комплекса от 1000 до 3500—4000’ 10' СГС, а в богатых
титаномагнетитом — до 76500  10 6 СГС) соответствуют типу сильно
магнитных пород. По этому признаку тебинбулакский комплекс резко
выделяется среди других интрузивных ассоциаций западной части
Южного Тянь-Шаня.
Характерные акцессорные минералы — апатит, титаномагнетит,
ильменит, сфен, пирит, арсенопирит, халькопирит, борнит, золото, по-
ликсен, сперрилит, группирующиеся в две типоморфные ассоциации —
апатит-титаномагнетитовую и платино-золото-сульфидную. К элементам-
примесям, значения которых в породах комплекса выше кларковых,
относятся железо, титан, ванадий, скандий, платиноиды, золото. С
тебинбулакскими породами генетически связано титано-магнетитовое,
платиновое и золотое оруденение, которое, по мнению изучавших его
В. В. Баранова и др., представляет определенный интерес с точки зре-
ния комплексного использования
Геологические соотношения определяют нижнюю возрастную грани-
цу тебпнбулакского комплекса как нижнедевонскую, верхняя — неиз-
вестна. Радиогеологические измерения от 306 до 378 млн. лет (калий-
аргоновый метод; породы, амфиболы; ИГ Г АП УзССР, ВСЕГЕИ), сви-
детельствуют о раннекаменноугольном возрасте комплекса, но не ис-
ключается несколько более раннее (позднедевонское) его образование.
Позднекаменноугольный актауский трондьемитовый комплекс
Представлен одноименным интрузивом в западной части Восточно-
го Султануиздага, залегающим в ядре Султануиздагского антиклино-
рия и повторяющим изменение его направления с широтного (восточ-
ная часть массива) на субмеридиональное (западная часть). В плане
интрузив имеет форму широкой, выгнутой к юго-западу линзы. Пло-
щадь около 50 км2.
Вмещающие породы — в различной степени метаморфизованные от-
ложения докембрийских урусайской, сулгануиздагской и бешмазар-
ской свит: кварц-альбит-хлорит-серицитовые, кварц-альбит-мусковито-
вые (с биотитом), гранат-андалузит- и силли.манитсодержащие кри-
сталлические сланцы, кварциты, апотуфовые и апотуффитовые (биотит-
серицит-квари-олигоклазовыс) порфироиды, биотит-кварц-олигоклазо-
выс кристаллические сланцы с гранатом и ставролитом, амфиболиты,
андалузит-мусковит-биотитовые и корд пер ит-мусковит-биотитовые слан-
цы, серицит-кварцевые, альбит-серицит-кварцевые сланцы, филлиты.
Соотношения интрузива со складчатой стр\ ктурой вмещающих по-
род сложные. Вместе с признаками конформного залегания, подчерк-
нутого положением массива в ядре главной антиклинальной складки
района, наблюдаются дисконформные соотношения. Западный контакт
интрузива (с урусайской свитой) крутой, почти вертикальный, конкор-
дантный вмещающим отложениям, северо-восточный, северный и юж-
ный дискордантный.
28
Внутреннее строение Актауского интрузива сравнительно простое
(от ранних пород к поздним): 1) мелко- и среднезернистые амфибол-
биотитовые гнейс-тоналиты, 2) среднезернистые разнозернистые, ме-
сгаип порфировидные амфибол-биотитовые (существенно биотитовые)
трондьемиты (главная фаза), жильные породы 3) мусковит-биотито-
вые граниты и плагиограниты; 4) кварцсодержащие диорит-порфирпты,
биотитовые тоналит- и трондьемит-порфиры-, 5) мусковит-биотитовые
резко порфировидные трондьемиты и гранодиориты, 6) аплиты и пег-
| титы, лейкократовые граниты, двуслюдяные и существенно мускови-
щзые граниты.
Почти вся обнаженная площадь массива сложена трондьемитами
1вной фазы, которые в эндозоне шириной до 60—70 м часто имеют
гнейсовпдный облик.
Плагиоклаз трондьемитов (средний олигоклаз — основной андезин)
'it-ет идиоморфную таблитчатую форму, переменно-зональный. Кварц
। еноморфный, заполняющий полигональные интерстиции плагиокла-
зы. амфибола и биотита. Калинатровый полевой шпат образован дву-
мя модификациями зерен: а) ортоклазом (50% альбитового компонен-
та), б) микроклином (25—31 % альбита). Биотит зеленовато-коричне-
вый, амфибол — голубовато-зеленый магнезиогастингсит. Акцессор-
чые — апатит, циркон, сфен. Структура гипидиоморфнозернистая, при-
Iатнческизернистая, местами мирмекитовая.
Гнейсо-тоналиты развиты в западном контакте массива в виде не-
больших линзообразных тел до 60 м X 120 м, вытянутых вдоль грани-
щ. со сланцами урусайской свиты. Минералогически они тождествен-
ны трондьемитам, отличаются от них повышенным количеством темно-
цветных (амфибол, биотит) минералов.
Жильные биотит-мусковитовые граниты и плагиограниты встречают-
ся главным образом в западной субмеридиональной части интрузива,
приурочены к его эндо- и экзоконтактовой зоне- Образуют мощные (до
10.0—60,0 м) тела протяженностью до 0,3—0.6 км.
Дайки тоналит- и трондьемит-порфиров и их эквивалентов с более
раскристаллизованной основной массой широко распространены в вос-
точной части интрузива. Мощность даек колеблется от 0,2 до 20,0 м,
протяженность от нескольких метров до 2,0 км.
Петрохимический облик пород своеобразен. Содержание кремне-
кислоты в главной фазе в среднем 67%, натрия — 4,1%, а калия —
около 2,0%. Общая железистость средняя (50%)- Тип щелочдости ма-
Свпкалиевый. Глубина формирования комплекса мезоабиссальная.
Петрохимические данные указывают на вероятность фракциониро-
вания трондьемитов из магмы известково-щелочных андезитов окраин
континентов (А. Р. Мак-Берни),3 Магнитносгь пород очень слабая (маг-
нитная восприимчивость в них не превышает 26'10 6 СГС).
1ип акцессорной минерализации устойчивый гранат-циркон- апати-
ц>вып. Кроме того, распространены ортит, сфен, пирит, галенит,
чагнетпт. Довольно часто встречаются знаки шеелита, ксенотима, мо-
нацита.
К элементам-примесям, концентрации которых превышают эталон-
ные значения, относятся ванадий, хром, кобальт, никель, медь, висмут,
молибден. С жильными дериватами связаны повышенные значения ба-
рия и стронция.
С трондьемитовыми дайками, рвущими отложения султану издаг-
‘ I! со. «Земная кора н верхняя мантия». М.. 1972.
29
ской свиты, пространственно ассоциирована незначительная золотая
минерализация, а с завершающими комплекс жильными аплитами,
гранитами и пегматитами — повышенные концентрации молибдена н
висмута.
Нижняя возрастная граница комплекса — последевонская — уста-
навливается прорыванием Актауским интрузивом пород зонального
дистен-филлитово-гнейсового метаморфического комплекса, охватив-
шего разрез отложений района по верхний девон включительно. Пс
данным абсолютного летоизмерения, очевидно, что трондьемиты Актау -
ского интрузива скорее всего позднекаменноугольные (244—291 млн.
лет, калий-аргоновый метод; биотит. ВСЕГЕЙ, ИГ Г АН УзССР). Это
позднеорогенный комплекс, по возрасту вполне коррелируемый с про-
явлениями главной позднекаменноугольной эпохи гранитоидного маг-
матизма Западного Узбекистана.
Пермо-триасовый (?) джамансайский сиенитовый комплекс
Представлен одноименным интрузивом, а также небольшими интру-
зивными телами в южной приконтактовой части расположенного се-
вернее Тебинбулакского массива- Приурочен к зоне резко выраженно-
го перегиба простирания структур Восточного Султануиздага с широт-
ного на северо-западное. Имеет форму неправильного овала, вытяну-
того по длинной (широтной) оси на 2,0 км, по короткой — на 1,2 км.
Вмещающими породами комплекса являются отложения раннеде-
вонской бешмазарской свиты (кварц-биотит-плагиоклазовые и двуслю-
дяные кристаллические сланцы, мраморы, амфиболиты).
Внутреннее строение Джамансайского массива сложное (от древ-
них к молодым): 1) шонкиниты и близкие к ним породы, 2) средне-
зернистые пироксен-амфиболовые сиениты, 3) крупно- и грубозерни-
стые пироксен-амфиболовые сиениты и кварцевые сиениты, 4) мелко-
зернистые пироксен-амфиболовые сиениты, 5) жильные породы.
Наряду с шонкинитами и сиенитами в массиве встречены монцони-
ты и меланократовые сиениты, имеющие с указанными породами и
друг с другом, по-видимому, постепенные переходы. Наиболее распр< 
странены среднезернистые сиениты, а крупно- и грубозернистые сиени-
ты занимают около 0,15 км2 площади массива. Сре'днезернистые сие-
ниты слагают наиболее широкое внешнее кольцо массива, с разной
частотой «нашпигованное» дайкообразными телами мелкозернистых
сиенитов (мощность до 20 м, протяженность до 500 м), сиенит-порфп-
ров, сиенито-диоритовых порфиритов и прочими жильными образова-
ниями. В южной половине массива это кольцо вдоль русла Джаман-
сая (по левому борт}) прорвано цнтральным штоком грубо- и крупно-
зернистых сиенитов, просекаемого телами мелкозернистых сиенитов и
жильными породами. Таким образом, в плане Джамансайский массив
представляет кольцевой плутон с асимметричным строением, обуслов-
ленным смещением его центрального штока к югу.
Шонкиниты Джамансайского штока встречаются в виде ксенолитов
(от 0,5—0,6 см до глыб в несколько десятков метров) в сиенитах.
В западном экзоконтакте массива шонкинитоподобные породы зале-
гают в виде линзообразных тел мощностью 5,0—6,0 м, согласных с
ориентировкой слоистости вмещающих их контактово-метаморфизоваг-
ных пород.
Состоят из пертитизированного микроклина (крупные таблицы с
пойкилитовыми включениями плагиоклаза, гастингсита и пироксена),
плагиоклаза (представлен крупнотаблитчатым деанортизированным
плагиоклазом и мелкотаблитчатым альбитом), амфибола (образовав
30
гх^то-зеленым гастингситом и актинолитом), диопсид-авгпта (эгири-
низпрован, часто замещается актинолитом, гастингситом, эпидотом),
зеленовато-коричневого биотита, развивающегося по гастингситу.
1 тргспра породы пойкилитовая, монцонитоподобная, местами приз-
уатическизернистая.
Среднезернистые сиениты тождественны мелкозернистым зеленова-
то-серым трахитоидным сиенитам, крупно- и грубозернистым, а также
и\ монцонитовым и меласиенитовым вариациям. Породы этой группы
•ложсны плагиоклазом, микроклином, гастингситом, пироксеном, сфе-
нсгд, магнетитом, апатитом, мелинитом, цирконом, флюоритом, вторич-
ными актинолитом, биотитом, эпидотом, хлоритом, карбонатом.
Плагиоклаз представлен деанортизироваиными зональными зерна-
ми с соссюритизированным ядром и тонкой, лишенной вторичных про-
;;у тов альбитовой оболочкой. Микроклин образует крупные таблицы,
заполняющие промежутки между другими минералами, частично пер-
титпзирован. Амфибол, обычно резко преобладающий над пироксеном,
представлен гастингситом и актинолитом, близкими одноименным ми-
нералам шонкинитов. Пироксен относится к диопсид-авгиту и эгприн-
явгиту, нередко замещается амфиболом. Биотит окрашен в оливково-
оленый цвет. Структура призматпческизернистая, комбинирующаяся с
внцонитовой.
Жильные породы образованы сиенито-диоритами и сиенито-дпорп-
товымп порфиритами, сиенит-порфирами и кварцевыми сиенит-порфи-
(до граносиенит-порфиров), аплит-пегматитами и спенит-пегма-
титами. Мощность жил от 0,30 до 2,0 м, редко до 15 м.
I Важнейшие геолого-петрографические особенности комплекса сле-
дующие: 1) образование в обстановке достаточно жесткой, явно после
складчатой структуры, следствием чего является особая форма Джа-
«ансайского массива, представляющего асимметричный кольцевой плу-
тон, 2) пестрота петрографического состава, вызванная многофаз-
ностью формирования, 3) становление в условиях гипабиссальной фа-
ции глубинности (развитие миаролитовых структур, усиленное прояв-
ление автометаморфических процессов, явное развитие приконтактовой
♦акалки), 4) высокая общая железистость пород и их цветных мине-
ралов, повышенные концентрации в последних натрия, присутствие до-
вольно устойчивых содержаний титанистого граната, 5) отчетливое
преобладание в группе щелочей натрия над калием (натровый и мало-
цылиевый типы щелочности).
Породы с ярко выраженным ферромагнитным обликом (магнитная
восприимчивость колеблется от 800 до 1800:10 СГС). Типоморфная
ассоциация акцессорных минералов апатит-сфен-магнетитовая (с флю-
оритом). К числу элементов-примесей, определяющих геохимический
блик джамансайского комплекса, относятся ванадий, кобальт, медь,
цинк. Наличие в экзоконтактовых частях обильной гистеромагматиче-
ской титано-магнетитовой вкрапленности свидетельствует о том, что
цомплекс может оказаться интересным в отношении титано- и железо-
орхдснения.
Нижняя возрастная граница (послераннекарбоновая) фиксируется
прорывом среднезернистыми сиенитами пород тебпнбулакского комп-
лекса. Верхняя граница в рамках палеозоя неизвестна.
Пермо-триасовый возраст принят исходя из следующих геологиче-
ские, позиций: 1) послераннекарбонового нижнего возрастного рубежа,
8) секущего положения по отношению к складчатой структуре района,
3) аналогии с другими габбро-сиениговыми ассоциациями западной
Чхти Южного Тянь-Шаня, в частности с алмалысайским комплексом
Южного Узбекистана.
31
С е в е р о-Б у к а н т а ус к и й палеопрогиб
позднепротерозойского заложения
Позднерифейский вендский базальтовый вулканический комплекс
кумбулакской свиты и ее аналогов
Комплекс охватывает вулканогенные образования кумбулакской
свиты. Характерны глаукофановый метаморфизм и ассоциированность
с альпинотипными гипербазитами- Нижняя часть разреза представлена
рассланцоваиными песчаниками, алевролитами, эпидотизированнымн
граувакками, филлитами и хлорит-серицит-альбит-кварцевыми сланца-
ми (часть из которых, возможно, имеет первичную туфовую природу).
Верхняя сложена зелеными сланцами с винчитом-кросситом, актиноли-
том (метабазиты) и редкими прослоями порфиробластических альби-
товых сланцев. Метаграувакковая и метабазитовая части разреза
разобщены в пространстве и поэтому стратиграфическая последова-
тельность не достаточно ясна.Метаграувакковая пачка (мощность око-
ло 500 м) распространена на западе Букантау в бассейне Джильбир-
байсая, метабазитовая (мощность до 200 м) слагает часть разреза
свиты в бассейне Кулкудуксая.
Возраст образований позднерифейский-вендский по сопоставлению
с иттунысайской свитой Северного Нуратау.
Первичный состав вулканогенных образований базитовый. Лавам и
возможно, субвулканическим породам соответствуют зеленые сланщ.
в которых достаточно часто диагностируется реликтовая офитова-
структура. Общий парагенезис: винчит-кроссит-актинолит-альбит-х.«-
рит-эпидот-сфен (лейкоксен)-стильпномелан-пирит — белая слюда. Mi
табазиты комплекса согласно пересчетам по Н. Л. Добрецову4 соотве'
ствуют континентальным толеитам. Они отличаются низкими концент
рациями редких и рассеянных элементов. Выявлены околокл арков’,
содержания бериллия и молибдена.
С образованиями кумбулакской свиты связаны проявления мед."
приуроченные к контактам орто- и парапород. Установлен? слабая за
лото- и сереброносность медных руд.
Кембро-ордовикский щелочной оливин-базальтовый
вулканический комплекс кулкудукской свиты
Выходы вулканитов прослеживаются узкой полосой на запад от w
ридиана г. Ирлир, достигая наибольшей ширины около 1 км в басе
не Кулкудуксая и у кол. Кангашар, где они пространственно ассог
рованы и вовлечены в меланж с древними серпентинитами. На виз
мую мощность до 450 м в разрезе представлены лавы щелочных о,я
виновых базальтов (60%), туфы щелочных базальтов (20%). яшмой
ные кремнистые породы (20%). Базальтовые лавы подушечного стри
ния- «Подушки» сферические, несколько приплюснутые .плотно крик
гающие друг к другу. Диаметр 0,2—0,5 м. Межподушечное пространс
во заполнено гиалокластнтами. Мощность пачек подушечных лав •
100 м. Среди вулканитов распространены субвулканические межгл
стовые тела, дайки и небольшие штоки диабазов.
В горах Джеттымтау II в составе вулканогенной толщи выявил
рифогенно-водорослевые известняки с окаменелостями позднего ке I
рия — раннего ордовика. Синхронность органогенных построек и I
фузий доказывается тем, что в водорослевых' известняках центра!
роста онколитов служат пепловые частицы. В восточной части Севе
4 «Геология п геофизика» 1975, № 2.
32
него Букантау К. К. Пятковым и др. в кремнистых породах, ассоции-
рованных с вулканитами, обнаружены ордовикские радиолярии. С уче-
том этих данных свита датируется как кембро-ордовикская.
Комплекс представлен только базальтовой группой. Лавы скудно-
порфировые и афировые. В первых из них вкрапленники представлены
оливином, пироксеном и плагиоклазом. Плагиоклаз преобладает над
темноцветными минералами и, как правило, превышает их по разме-
рам выделений. Распространены гломеросростки с пироксеном. В псев-
доморфозах по плагиоклазу участвуют серицит, пумпеллиит, кальцит,
соссюрит.
Пироксен вкрапленников — авгит, нередко образующий срастания
с плагиоклазом или оливином. Зерна его часто оплавлены, обычно по
нему развиты хлорит, кальцит, лейкоксен, пу мпеллиит- В основной
массе незамещенный пироксен встречается чаще. Оливин замещен хло-
ритом, серпентином, кальцитом с образованием ячеисто-петельчатой
структуры. Структура основной массы интерсертальная, вариолитовая,
пилотакситовая, микроофитовая и микродолеритовая- Лавы содержат
миндалины, выполненные хлоритом и кальцитом, реже пумпеллитом и
в единичных случаях кварцем и альбитом.
Субвулканические диабазы слагают послойные залежи, штокооб-
разные тела, дайки. Петрографически близки к лавам.
Пирокластические породы представлены туфами и туфогенными
гравелитами. Туфы тонко- и мелкообломочные, литокристаллокласти-
ческие. Состоят из угловатых обломков альбитизированного плагиокла-
за и хлоритизированной микрозернистой кварц-альбитовой связующей
массы и редко кварца. Вторичные минеральные ассоциации содержат
кальцит, альбит, пумпеллиит, пренит, кварц.
В петрохимическом отношении породы базальтовой группы отно-
сятся к нефелин-нормативным и недосыщенным (с оливином в норме)
разностям. Характерны низкотитанистые и низкоглиноземистые соста-
вы. Щелочность высокая натровая.
Позднесилурийский — раннедевонский трахибазальтовый
вулканический комплекс тубабергенской свиты и ее аналогов
Включает вулканогенные образования тубабергенской и джахын-
ской свит. Первая слагает самую южную полосу вулканогенных обра-
юваний по северному склону Тубабергенской гряды. Стратиграфиче-
ские взаимоотношения толщи не установлены. Все выходы свиты на-
ходятся в аллохтонном залегании, значительная часть разреза мелан-
Аирована. В наиболее сохранившейся однородной чешуе, в районе пос.
Дженгельды, на видимую мощность до 300 мг приходится: 60% лав
трахнбазальтоидов и базальтоидов, 6% лав кислого состава, 16% ту-
фов и тефроидов, 18% кремнистых пород (яшмоидов) и известняков.
Мощность единичных потоков около 20 и- Выходы вулканитов туба-
бергенской свиты выявлены также в горах Джеттымтау-П, где они
откартпрованы под названием джахынской свиты. Строение и тектони-
ческое положение свиты изучены недостаточно из-за плохой обнажен-
ности района ее распространения.
В разрезе наблюдаются трахибазальтоиды и их туфы, трахидациты
и трахилипариты и их туфы, переслаивающиеся с туфоконгломератами,
туфлпесчаниками, глинистыми сланцами и кварцитами. Видимая мощ-
ность около 1200 м.
Главная часть лавовых пород сосредоточена в верхней части раз-
реза. К ней же приурочены линзовидные залежи диабазов. Возраст
3—7п2
33
комплекса установлен палеонтологически.
В базальтовой группе в соизмеримых количествах присутствуют
трахибазальтовые и трахиандезито-базальтовые породы.
Лавы в основном скуднопорфировые, однако встречаются и афиро-
вые разновидности. Во вкрапленниках отмечаются плагиоклаз, пирок-
сен и оливин. Ведущий минерал — плагиоклаз, представлен псевдомор-
фозами по нему альбита, хлорита, кальцита, пумпеллиита, серицита и
пренита. Выделения пироксена (слабо зеленоватый авгит) и оливина
редки, большей частью полностью замещены хлоритом и кальцитом.
Основная масса хорошо раскристаллизована, микродиабазовая, микро-
долеритовая, интерсертальная, пилотакситовая и очень редко гиалопи-
литовая, вариолитовая (в том числе криптовариолитовая) и гиалиновая.
Для пород весьма характерны миндалины с моно-и полиминераль-
ным заполнением (кальцитом, хлоритом, кварцем, халцедоном). Суб-
вулканические породы представлены габбро диабазами, диабазами,
диабазовыми порфиритами. Структура субофитовая и офитовая, ме-
стами пойкилоофитовая или долеритовая. Общий состав: плагиоклаз,
пироксен, оливин, титаномагнетит. Первичный плагиоклаз не сохранил-
ся. 11о нему развиты псевдоморфозы альбита, хлорита, пумпеллиита,
кальцита, серицита. Пироксен — бесцветный или слабо зеленоватый
авгит, частично замещается хлоритом и лейкоксеном. Оливин обычно
нацело разложен- Псевдоморфозы по нему сложены хлорито-серпенти-
ном. Наиболее распространенный акцессорный минерал — титаномаг-
нетит.
Среди пирокластических образований встречены витрокластическне
и литокристаллокластические туфы. Кислая группа пород — лавы
трахиандезито-дацитов, трахидацитов, трахилипаритов и их туфы. Ла-
вы нормальнопорфировые. Вкрапленники их сложены альбитизирован-
ным плагиоклазом, замещенным хлоритом и Лейкоксеном, темноцвет-
ным минералом. Основная масса трахитоидная, пятнисто хлоритизи-
рованная. пропитанная тонкодисперсным лейкоксеном. В ней распреде-
лены образования округлой формы, состоящие из - криптозернистого
кремнистого вещества, отороченные хлоритом. Акцессорные минера-
лы — апатит, циркон, титаномагнетит. Кислые туфы сложены спекши-
мися обломками разложенного пузыристого стекла, замещенного аль-
битом и хлоритом, и обломками зерен альбита.
В трахилипаритовых порфирах встречаются участки основной мас-
сы, состоящие из сложных сферолитовых стяжений и литофиз окрут-
лой и овальной формы, окруженных мутным кварпем в мелкозернистых
розетчатых и веерообразных сростках. Сферолиты тонковолокнистого
радиально- лучистого строения, с несколькими центрами кристаллиза-
ции.
Петрохимическое своеобразие комплекса обусловлено его повышен-
ной щелочностью. Профиль щелочей изменяется от калина грового то
натрового.
В базальтоидной группе распространены как кварц-нормативные,
так и нефелин-нормативныс составы с высокой титанистостью, умерен-
ной и высокой глиноземистостью. Кислая группа пород наряду с повы-
шенной глиноземистостью отличается повышенной железистостью.
Среднекаменноугольный бокалинский тоналит-трондьемитовый
комплекс
Единственным его представителем является Бокалинский интрузив
Это крупное тело (около 150 км2), вытянутое в северо-восточном на-
правлении на 27,0 км при ширине до 6.5 км. Массив обнажается в ядре
34
второстепенной антиклинальной складки (Оразалинской), в 6,0 км к
северу от главной (Архарской), ориентированной в широтном направ-
лении. Вмещающие породы, представленные в основном песчаниками,
песчано-алевролитовыми, песчано-глинистыми, глинистыми и известко-
во-глинистыми отложениями с редкими прослоями туфогенного и об-
ломочного (конгломерат) материала (архарская свита позднебашкир-
ского — раннемосковского возраста), контактово метаморфизованы на
ширину до 0,6 км с образованием пироксен-плагиоклазовых пироксен-
амфпбол-плагиоклазовых (с пренитом и скаполитом) и эпидот-биотпт-
амфпболовых роговиков. Контакты массива с вмещающими породами
чаще всего направлены в сторону последних- Обращают внимание ком-
бинированные соотношения массива с породами его обрамления, места-
ми дискордантные, большей частью конкордантные.
В составе пород массива установлены (от древних к молодым):
1) среднезернистые амфибол-биотитовые тоналиты-, 2) крупно- и сред-
незернистые амфибол-биотитовые трондьемиты, 3) мелкозернистые ам-
фибол-биотитовые трондьемиты и плагиограниты; жильные породы,
которые разделяются на три обособленные во времени группы. Первая
из них образована последовательными инъекциями: 4) плагиогранит-
порфиров, 5) трондьемит-порфиров, 6) диорит-порфиритов и гоналит-
порфиров; вторая: 7) пегматитами, аплпт-пегматитами, аплитами, гра-
нит-аплитамп, плагиогранита.ми; третья: 8) плагиогранит-трондьемито-
выми порфирами, 9) тоналит-порфирами, 10) вогезито-минеттами, 11)
плагиогранит-трондьемитовымми порфирами, 12) тоналит-порфирами и
диорит- порфиритами, 13) спессартитами.
Тоналиты, трондьемиты и их жильные аналоги — ведущие в комп-
лексе. Тоналиты тяготеют к эндоконтактовым зонам массива в основ-
ном к юго-западному окончанию. Несколько небольших тел установ-
лено в южной части интрузива. Наиболее крупное (район кол. Ораза-
лы на юго-западе массива) шириной 200—250 м, протяженностью до
3,0 км. Останцы тоналитов до 25 м Х'50 м встречаются и ’среди грани-
тоидов второй (главной) фазы массива Трондьемиты главной фазы
занимают около 90% площади Бокалинского интрузива. Трондьемиты
и плагиограниты третьей (дополнительной) фазы наиболее широко
проявлены в его центральной части. Значительно реже встречаются на
юго-западном и северо-восточном флангах. В центральной зоне они об-
разуют серию многочисленных сближенных тел. ориентированных в
субширотном, реже в субмеридиональном направлении. Мощность
тел от 15 м до 300 м, протяженность от 70 м до 1,0 км.
Дайки ранней группы наблюдаются исключительно внутри Бока-
лин-кого интрузива, простирание их меридиональное и северо-восточ-
ное, редко северо-западное мощность до 3,2 м, протяженность до
120 м. Жильные породы второй группы преимущественно развиты роя-
ми, приуроченными к эндо- и экзозонам массива, либо к местам рас-
положения даек первой группы. Мощность жил от 0,5 см до 3,0 м. про-
тяженность до 100 м. Дайки третьей группы наиболее широко рас-
пространены в северо-восточной части массива, где в районе кол. Чен-
гельиы и Уру насчитывается на 1 пог. к.м 100 даек и более. Мощность
их колеблется от 0,3 до 8,0 м. Значительная концентрация даек зареги-
стрирована в районе кол. Джилькубас, от которого как от концентра
начешется веерообразное расхождение дайковых пучков на юго-вос-
ток, юг и юго-запад. На этом участке дайки заполняют две взаимопер-
пендикулярные системы трещин: субмеридиональные и субширотные.
Дайки поздней группы выходят далеко за пределы Бокалинского ин-
35
трузпва, нередко наблюдаются на расстоянии 6,0—8,0 км в стороне от
него.
Минеральный состав пород устойчив. Плагиоклаз характеризуется
заметной переменной, часто обратно-переменной зональностью (сред-
ний олигоклаз — основной андезин). В основной массе жильных по-
род слабо зонален, в тоналит-порфирах и диорит-порфпритах пред-
ставлен основным андезином — кислым лабрадором, в трондьемит- и
плагиогранит-порфирах — основной олигоклаз — кислый лабрадор.
Амфибол — обыкновенная зеленая роговая обманка; биотит — зеле-
новато-коричневый. Калинатровый полевой шпат — микроклин-
криптопертит содержится в породах комплекса в малом количестве,
тончайшими прожилками или мелкими зернами импрегнирует плагио-
клаз, изредка наблюдается в виде зерен интерстиций плагиоклаза и
кварца, еще реже формирует одиночные вкрапленники (трондьемиты
главной фазы).
Кварц обычно сосредочен в интсрстициях плагиоклаза фазовых
подразделений. Структура фазовых гранитоидов призматическнзерни-
стая, гипидиоморфнозернистая, в комбинации с гипидиобластовой
(обусловленной поздней кристаллизацией биотита). Структура пород
жильной фазы характеризуется большим разнообразим. В дайках рав-
ней группы она определяется как бластопорфировая, с лепидограно-
бластовой основной массой, в жильных второй группы — аллотрпо-
морфнозернистая, гипидиоморфнозернистая, призматическизерпистая и
микропегматитовая, осложненная местами мирмекитовой, в поздней —
порфировая с фельзитовой, микрогипидиоморфнозернистой, микроприз-
матическизернистой, очень часто микропегматитовой, гранофировой и
криптогранофировой основной массой. Графические участки основной
массы даек сложены кварцем (39—41%), олигоклазом и альбит-олиго-
клазом.
Ведущие типы акцессорной минерализации —- сфен-анатит-магнети-
товый, апатит-сфеновый, пирит-апатитовый. Устойчиво встречаются
знаки самородного золота.
В данных химических анализов обращает внимание постоянное и
значительное преобладание натрия над калием, определяющее мало-
калиевый тип щелочности пород. Общая железистость умеренная, ко-
леблющаяся от 40 до 50% 
Довольно широкий ореол контактовых роговиков, присутствие в
породах мирмекита и содержание кварца в микропегматите указывают
на мезоабиссальную глубину становления комплекса.
Высокие содержания акцессорного магнетита во всех петрографиче-
ски.х разностях пород Бокалинского интрузива обусловили его фер-
ромагнитный облик, резко отличающий эту ассоциацию от се возраст-
ных аналогов в других районах Западного Узбекистана.
К элементам-примесям, определяющим геохимическую специфику
комплекса, относятся ванадий, никель, ниобий, цезий, галлий, медь,
мышьяк, стронций, золото.
Метал.тогеническое значение в этой группе элементов имеют золото
и медь, что зафиксировано их повышенными содержаниями в гранат-
пироксеновых скарнах на западном контакте Бокалинского интрузива,
наличием в нем зон разрывных нарушений и гидротермально изменен-
ных пород (окварцеванных альбитизированных, хлоритнзированных),
обогащенных золотом, а также отдельных золотоносных кварцевых
жил. Учитывая ясно выраженную геохимическую и акцессорно-минера-
логическую специализацию рассматриваемого комплекса всю площадь
Бокалинского интрузива и зону экзоконтакта, фиксирующуюся орео-
36
лом распространения даек третьей группы, следует рассматривать как
перспективную на выявление здесь эндогенной золотой минерализации.
iчитывал значительный размыв Бокалинского интрузива по верти-
кали, организация работ, нацеленных на поиск в Северном Букантау
погребенных мел-палеогеновы.х золотоносных россыпей, представляется
весьма актуальной.
I Среднскарбоновый возраст комплекса определяется следующими
данными: Бокалинский интрузив прорывает отложения ар.харской сви-
ты. а галька его пород находится в конгломератах тохтатауской свиты.
Значения абсолютного возраста гранитондов колеблются от 277 до
309 млн. лет (калий-аргоновый метод, амфибол и биотит, САИГИ-МС,
В('ЕГЕИ).
Ю ж н о Б у к а н т а у с к о е древнее поднятие
Докембрийский букантауский гипербазит-габбро-плагиогранитовый
комплекс
Развит в районе гор Кокпатас, Окжетпсс, Кииктау и Джетымтау.
Наиболее полно представлен в районе Кокпатаса, где образующие его
тела приурочены к разломам северо-северо-западного простирания и
оперяющим их нарушениям-
Гипербазиты (апоперидотитовые серпентиниты) образуют тектони-
'tecKii ограниченные тела в виде линз до 500X100 м. Габбро, слагаю-
щие тела меньших размеров (до 5 м X 15 м), интенсивно катаклазир
ваны, частью милонитизированы, перекристаллизованы. Плагиоклаз в
них деанортизирован, пироксен (в реликтах диопсид — авгит) амфи-
Гюлизирован, хлоритизирован. Из акцессорных встречаются апатил
ильменит, пирит, реже магнетит.
Гела плагиогранитов залегают в тех же зонах разломов, что и тела
гипербазитов и габброидов. Самое крупное из них шириной около
100 м вытянуто в северо-западном направлении на 450 м. Все выходы
плагиогранитов сильно тектонизированы, превращены в катаклазиты,
милониты и порфироиды, окварцованы и альбитизированы. Кроме ди-
намометаморфизма, породы комплекса испытали низкотемпературные
минеральные изменения, соответствующие метаморфизму фации зеле-
ных сланцев (пренит-пумпеллиитовая и эпидот-мусковит-хлоритовая
ффация).
В Кииктау и Джетымтау развиты только серпентиниты, в том числе
ща лентовидных тела (650X30 м и 100 Х20 м) и габбро-амфиболиты
(тинзообразные тела 180X40 м и 140мХ‘30м), соотношения которых с
окружающими породами одинаковы с породами Кокпатаса, также как
и .арактер наложенных на них метаморфических изменений.
Для габбро и плагиогранитов характерны повышенное содержание
«дня, для габбро, кроме того, титана, отличающие букантаускую
гсоциацию от одновозрастных с ней тамдытау-нуратинского и султа-
•уиздагского комплексов. Эти петрохимические особенности опреде-
лил близость пород букантауского комплекса к производным конти-
нентальной толеитовой магмы.
Гипоморфная ассоциация акцессорных минералов в гипербазитах
tpitMiiT-магнетитовая (местами с миллеритом и хром-шпинелидами), в
!ьббронда\ — апатит-магнетич-ильменитовая. Геохимические данные
вИШетельствуют о повышенном содержании в гипербазитах и габброи-
титана, хрома, ванадия, стронция, ртути, мышьяка. Плагиограни-
’U Букантау отличаются повышенными кларками хрома, серебра, ме-
>, свинца, молибдена, олова и золота.
37
Альпинотипный характер пород, их повсеместная катаклазировак-
ность и милонитизация, интенсивные заленокаменные изменения поз-
воляют рассматривать букантауский комплекс как возрастной аналог
докембрийских тамдытау-нуратинского и султануиздагского гиперба-
зит-габбро-плагиограниговых комплексов.
Среднекаменноугольный кокпатасский кварцеводиориг-
гранодиоритовый комплекс
Обнажается на южных склонах Южно-Букантауских гор. Пред-
ставлен Кокпатасский интрузивом, вскрытая эрозией площадь кото-
рого составляет 3,0 км2, а общая, перекрытая чехлом мезо-кайнозоя (к
западу, юго-западу и юго-востоку от обнаженного выхода) около
350 км2. В плане имеет форму овала, вытянутого длинной осью в за-
пад-северо-западном направлении. По отношению к вмещающим поро-
дам дискордантен. Последние представлены кварцитами, яшмовидными
кремнистыми и кремнисто-графитовыми сланцами, доломитами (кок-
патасская свита), глинисто-хлоритовыми сланцами, зеленокаменно из-
мененными туфами андезитодацитов и базальтов верхнего протерозоя,
карбонатными отложениями нижнего карбона-
Комплекс включает породы собственно интрузивных фаз, форми-
рующих Кокпатасский массив, и породы жильной фазы, образованной в
три этапа интрузивной деятельности (от древних к молодым): 1) мел-
козернистые порфировидные, местами слабо гнейсоватые, биотиг-амфи-
боловые кварцевые диориты (кварцевые сиенодиориты), 2) средне- и
крупнозернистые, слабо порофировидные, амфибол-биотитовые гранодио-
риты — адамеллиты, 3) мелко- и среднезернистьы, резко порфировид-
ные, полосчатые (за счет чередования линейных полос, сложенных гра-
нитоидами разной меланократовости) амфибол-биотитовые граниты —
адамеллиты и гранит-адамеллитовые порфиры; жильные породы I
группы: 4) мелкозернистые резко порфировидные амфибол-биотитовые
адамеллиты и адамеллит-порфиры порфироидного облика; жильные
породы второй группы: 5) мелкозернистые лейкократовые граниты,
аплиты, пегматиты; жильные породы третьей группы: 6) диабазовые
порфириты, 7) диоритовые порфириты и диоритовые лампрофиры, 8)
кварцевые диорит-порфириты, 9) гранодиорит-порфиры, 10) гранит-пор-
фиры, И) оливин-пироксеновые лампрофиры.
Кварцевые диориты сложены плагиоклазом (обычно зонального
строения и колеблющегося состава от среднего олигоклаза до среднего
лабрадора с числом зон до 25—30, местами серицитизированного, со_-
сюритизированного), микроклпн-пертитом в заметно подчиненном пла-
гиоклазу количестве, частично пелитизпрованным и мирмекитнзир.';-
санным. кварцем, обыкновенной зеленой роговой обманкой с реликто-
вым диопсид-авгитом, актинолитом, красновато-бурым биотитом, а
рессорными апатитом, сфеном, ортитом, монацитом, цирконом. Стру -
тура гипидиоморфнозернистая, призматнческизернистая (с кварцем и
калишпатом в интергранулярных промежутках), в целом ее можно
назвать кварц-офитовой, участками пойкилитовой, монцонитовой, мир-
мекитовой.
Главная интрузивная фаза Кокпатасского массива —• средне- и
крупнозернистые слабо порфировидные адамеллиты, по петрографиче-
ским особенностям близкие к породам предшествующей фазы, но отли-
чающиеся от них повышенным содержанием кварца и калишпата. Со-
став ядерных зон плагиоклаза становится здесь кислее (средний анде-
зин). а в промежуточных и периферических сохраняется таким же, как
38
в кварцевых диоритах. Амфибол и биотит подобны таковым в кварце-
вых диоритах. Структура породы преимущественно гипидиоморфно-
зернистая, комбинированная с призм атическизернистой. монцонитовой
и мирмекитовой.
* 1регья фаза, рассматривающаяся как дополнительная интрузия,
формирует в Кокпатасском массиве несколько тел до 100X200 м. Они
отмщаются неоднородностью внутреннего строения, выраженного че-
редованием полос (до 10—12 м шириной) светлых и серых гранитои-
"ив. Светлые более лейкократовые полосы представлены порфпровид-
ным гранитом или гранит-порфиром с вкрапленниками кварца, плагио-
клаза и калишпата. Биотита и амфибола в них очень мало. Серые бо-
е меланократовые полосы сложены амфибол-бибтитовы.м адамелли-
 1М с порфировыми выделениями плагиоклаза и амфибола. Переходы
<и лейкопород к мезократовым постепенные, на расстоянии 5- 10 см.
Полосы, ориентированные параллельно контакту тел с вмещающими
гранитоидами или отложениями протерозоя, залегают круто, почти от-
 но. Наблюдаемая линейно-параллельная текстура — признак кон-
венционного течения дифференцированного магматического материала.
L Состав и оптические свойства породообразующих минералов одина-
ивы с таковыми гранодиоритов-адамеллитов. Отличия заключаются в
тр.ктуре главной массы пород, которая в гранитах-адамеллитах
Ьпрфнровая и порфировидная, гипидиоморфнозернистая с участками
'ранофировой, мирмекитовой и пойкилитовой. Микропегматит (грано-
шр) заполняет интергранулярные промежутки породы, состоит из
» приа н калпнатрового полового шпата-криптопертита с содержа-
щем соответственно 26 и 74%, причем количество микропегматита в
гранитовой части породы заметно превышает его содержание в мезо-
I ратовой.
Ранняя группа жильных пород образована одиночными дайками
Ьирфировидных адамеллитов (адамеллит-порфиров) мощностью от 1,5
; > 3,5 м (простирание 50—70°, падение юго-восточное 75 -80°),встре-
Йзюишхся только в Кокпатасском интрузиве и нигде не выходящих за
г 1 пределы.
Характерная особенность даек — линейно-параллельная текстура,
условленная чередованием согласных контактам с вмещающими гра-
читоидами полос темно-серых порфировидных амфибол-биотитовых
гамеллитов и полос, представленных светло-серыми лейкократовыми
••лэбо порфировидными амфибол-биотитовыми адамеллитами — гра-
нитами. Первичная структура даек осложнена достаточно интенсивной
ризгнейсованностью, способствующей образованию мелкоочковой стру-
1Г«лы Измененные лайки по текстурно-стрмктурным признакам соогвст-
ггзхют порфироидам, развитым, по-видимому, по адамеллит-порфирам.
I ттакт’ы с более лейкократовыми обособлениями резкие, без прикон-
гаьговых изменений. Ширина лейкократовых составляющих порфирои-
.’. >в от 2 до 20 см. Они имеют подчиненное (сравнительно с темными
ИймелЛиг-порфирами) значение. В петрографическом отношении дай-
•и этой группы очень близки к адамеллитам главной и дополнительной
чирузивных фаз, соответственно к их мезократовым и лейкократовым
Сменяющим. Структура главной массы отчетливо катакластическая,
‘ицовая, бластомилонитовая с участками волнисто-сланцеватой и сви-
Лизтой и с признаками последующего перерождения в лепидограно-
бластпвую. Местами заметны сохранившиеся от дробления и милонити-
змгйи участки микропегматитовой и гранофировой структур.
вторая группа образована аплитами, лейкогранитами, пегматитами,
И'РС.о связанными друс другом постепенными переходами. Площадь
39


их пятни
от 2 до 10—12 см в
в центральной часп
более лейкократовьи

распространения пород этой группы ограничена контуром Кокпатасско
го интрузива и его ближайшего (первые десятки метров) экзоконтак
та. Мощность жил не превышает 0,2—0,4 м.
Третья группа — главная, формирующая Кокпатасский дайковый
пояс, вытягивающийся в субширотном направлении на расстояние око
ло 60,0 км при ширине до 15,0 км. Важная и общая особенность даек —
необычно малые размеры зон закалки (первые сантиметры, что ве
роятно, связано с высокой прогретостью области распространения
кокпатасского комплеса). Мощность даек колеблется от 0,4 до 5,0 м, а
протяженность — от нескольких десятков до первых сотен метров, рс
же до 1,5—2,0 км. Наиболее распространены диоритовые порфириты и
диоритовые лампрофиры, по составу отклоняющиеся до сиснито-диорп
товых порфиритов, вогезито-спессартитов, кварцевых диорит-порфирп
тов. Эти разновидности часто сопряжены в пределах единой дайки
связаны друг с другом постепенными переходами и различаются глав
ным образом структурой и содержаниями породообразующих минера
лов при одинаковом их составе и кристаллооптических свойствах, вес»
ма близких к породообразующим минералам фазовых гранитоидов.
Характерные акцессорные минералы — апатит, сфен, ортит, рудный
Структура разнообразная, изменяется в соответствии с вариациями со
става даек: в порфиритах — порфировая с призм атичсскизернистоп и
микрогипидиоморфнозернистой, местами офитоидной и монцонитондны
(сиенито-диоритовые порфириты) основной массой, в лампрофирах -
лампрофировая с трахитоидной, призматическизернистой, панидп
морфнозернпстой основной массой.
В кварцсодержащих и кварцевых диорит-порфиритах межгранулят
ные промежутки часто заполнены микропегматитом и гранофиром. Та
кие сложные дайки содержат своеобразные овальной формы резм
очерченные включения более светлых и крупнозернистых пород кварце
водиоритового состава и порфировой структуры. Текстура
стая конгломератоподобная, размер включений
поперечнике. Включения всегда располагаются
даек- В зальбандовых зонах даек наблюдаются
обособления неправильной лапчатой формы и более тонкозернисто!
структуры. Они постепенно переходят в окружающие порфириты.
Количество лейкократового материала резко подчинено главн4
мела- и мезократовой массе даек. Иногда диоритовая часть как б
распадается на струеподобные лампрофировую и более лейкократову
кварцево-сиенито-диоритовую полосы. Изредка в диоритовых дайк,
встречаются участки, в которых лейкократововый материал цемент#
рует обломки меланократового состава, иногда заметно симметрична
распределение диффернциатов, когда центральная часть даек сложи
более лейкократовыми породами (кварцсодержащими и кварцевыг.
диорит-порфиритами), а краевая — лампрофировидными диорит-по;
фиритами и спессартитами. Таким образом, дайки данной генерапя
формируются с помощью магматической дифференциации, происходив
шей как на месте стабилизации даек (жилообразные ленкообособд-
ния), так и в результате дифференциации их во время продвижения»
месту стабилизации (струйчатая полосчатость, симметричное распр<-
деление полос разного состава вкрест простирания даек).
Дайки гранодиорит-порфиров сосредоточены главным образом 1
рамках Кокпатасского рудного поля. От даек предыдущей генераци
отличаются повышенным содержанием микропегматитового и грау
фирового материала основной массы. В графических срастаниях
держится калишпата 67%, кварца 33%-
40
Диабазовые порфириты и гранит-порфнры представлены одиночны-
ми дайками. Завершают комплекс дайки близких к одинитам оливин-
ппроксеновых лампрофиров, представленные двумя относительно раз-
новозрастными генерациями.
В данных, характеризующих .химизм комплекса, заслуживает внима-
ния пониженное содержание в породах нормативного кварца (сравни-
тельно с ожидаемым по результатам определения кремнезема и под-
счетам модального кварца). Тип щелочности пород калинатровый
подтип неустойчивый, в одних подразделениях кали-натриевый (квар-
цевые диориты и гранодиориты главных фаз, жильные породы третьей
группы от ранних генераций до гранодиорит-порфиров включительно),
в других — натри-калиевый (адамеллит-порфиры первой жильной
группы, аплиты, пегматиты и гранит-аплиты второй группы, заключаю-
щие третью группу жильных пород гранит-порфиры и олпвин-пирок-
сеновые лампрофиры). Общая железистость, почти не изменяющаяся в
породах разных подразделений, соответствует средним значениям (50—
60%).
Из элементов-примесей, превышающих в породах комплекса клар-
ковые концентрации, встречаются золото, мышьяк, сурьма, висмут, ни-
кель, хром, иолибден, серебро, кобальт, медь и свинец. Золотая
минерализация во времени весьма близка к формированию даек дио-
ритоидного и гранодиоритового состава, а серебряная приурочена к
завершающим комплекс оливин-пироксеновым лампрофирам.
Наибольший интерес представляет оруденение в пределах Кокпа-
таса приуроченое к району сочленения одноименного дайкового пояса
широтного направления и тектонической зоны северо-западной ориен-
тировки, трассируемой интрузивными проявлениями буканта-уского
гнпербазит-габбро-плагиогранитового комплекса. Дайки кокпатасского
комплекса представлены наиболее полным и завершенным рядом по-
род и определяются как внутрирудные образования. Этот район харак-
теризуется повышенной концентрацией даек. Другие участки дайкового'
пояса, находящиеся к западу и восту от Кокпатаса, изучены слабее.
При проведении на них поисковых работ необходимо иметь в виду, что
наиболее перспективны в отношении золоторудной минерализации,
участки с повышенной густотой даек, особенно участки проявления
полного дифференцированного спектра этих пород. Дайки оливин-пи-
роксеновых лампрофиров следует рассматривать как один из прямых
поисковых признаков серебряной минерализации.
Нижняя возрастная граница комплекса датирована отложениями
нижнего карбона, верхняя — в разрезе домезозоя стратиграфически
не выражена. Однако анализ геологических карт Южного Букантау
показывает, что ни одна из широко развитых в этом районе поздних
даек комплекса не проходит ни в одном из интрузивных массивов бо-
лее молодого возраста: Алтынтау ском, Западно-Турбайском, Саутбай-
ском. Прямых соотношений даек и указанных интрузивов из-за пло-
дов обнаженности не наблюдалось, но прерывание дайковых пучков
при сопряжении с этими интрузивами и продолжение их за пределами
последних может быть истолковано как свидетельство более раннего
возраста даек. Это позволяет сделать заключение о доверхнекарбоно-
вом возрасте кокпатасского комплекса, точнее, с учетом радиологиче-
.ких данных (калий-аргоновый метод, биотиты, 302—330± 15 млн. лет,
)> лаборатория ЦНИГРИ) о его среднекаменноугольном, возможно,
ранне-среднекаменноугольном возрасте.
41
Среднекаменноугольно-раннепермский алтынтауский комплекс
гранитоидов
Слагает крупный Алтынтауский интрузив площадью 122 км2, зале-
тающий среди песчаников, амфиболовых сланцев, кварцитов, фпллито-
видны.х кристаллических сланцев и доломитов нижней части кокпатас-
ской свиты (нижний рифей), кремнистых яшмоидных пород, слюдисто-
кварцевых песчаников, алевролитов, слюдисто-кремнистых сланцев
верхней части копатасской свиты (средний рифей).
Массив по форме — почти изометричный купол, образованный
вследствие пластического течения в значительной мере закристалли-
зованных гранитоидов. Брахиантиклинальная структура вмещающих
пород вырисовывается облеканием массива по периферии древними по-
родами и переходом их залегания от крутопадающего (в стороны от
интрузива) к пологому (в останцах внутренних частей массива), а
также конформной концентрнчески-зональной полосчатой тексту рой
эндоконтактовых гранитоидов, переходящих ближе к ядерноп зоне
плутона в менее гнейсовидные (порой эвгранитовые) породы.
Комплекс трехчленного строения. Наиболее раннее его подразделе-
ние — дербезский средне-позднекаменноу гольный гран и то ид о-г н е fl-
совы й и г н е й с о-г р а н и т о и д н ы й субкомплекс (мелко- и сред-
незсрнистые амфибол-биотитовые и биотитовые кварцевые гнейсо-дио-
риты и гнейсо-гранощориты с жильными аплитами и пегматитами).
Затем следуют образования собственно алтынгауского позднекаменно-
угольного г р а н о д и о р и т-а дамеллотового субкомплскса: 1) сред-
незернистые биотитовые гранодиориты, 2) крупно- и среднезернистые
биотитовые гранодиориты-адамеллиты, 3 ) мелко- и среднезернистые
биотитовые граниты — адамеллиты, 4) жильные граниты. Замыкают
ассоциацию слабо перфировидные двуслюдяные лейкократовые грани-
ты алтыбайского позднекаменноугольно-раннепермского субкомплекса:
1) крупнозернистые, 2) среднезернистые, 3) мелкозернистые, 4) жиль-
ные (граниты, аплиты и пегматиты).
Породы дербезского субкомплекса залегают среди алтынтауских
гранодиоритов — адамеллитов в виде неправильных ксенолитов — ос-
танцев до 1,0 км в поперечнике (рис. 2). Гнейсо-гранитоиды — это
протокластические, часто очкового облика породы, иногда имеющие
изотропное сложение (гнсйсоватые и массивные разности связаны
друг с другом постепенными переходами). В ксенолитах гнейсоватых
пород элементы гнейсовидности характеризуются преимущественно по-
логим залеганием. Простирание гнейсовидности соответствует прости-
ранию контакта Алтынтауского батолита с вмещающими породами.
Граннтоиды сложены плагиоклазом (зональные вкрапленники —
порфиробласты олигоклаз-андезинового состава, слабо зональный ос-
новной олигоклаз-кислый андезин главной массы пород), калинатро-
вым полевым шпатом-микроклином (микро- и криптопертитового стро-
ения, сосредоточенным в основном в главной массе гранитощов, но
иногда дающим порфиробласты), кварцем (главной массы, мирмекита,
пойкилитовых включений во вкрапленниках полевых шпатов!, кпаснова-
то-бурым биотитом, обыкновенной зеленой роговой обманкой, содержа-
щей изредка реликты диопсид-авгита, небольшим количеством муско-
вита, акцессорными сфеном, ильменитом, оршто.м, апатитом, цирконом,
монацитом. Структура изотропных фаций гипидиоморфнозернистая, ос-
ложненная мирмекитовой, участками монцонитовая. В протокластиче-,
ских гранитоидах первичная структура затушевана гр а нобла сто вой,
лепидогранобластовой, местами цементной, бластомилонитовой и др.
42
Магнитная восприимчивость пород очень низкая от 510-6 до
12-10-з СГС.
В первых двух субкомплексах наблюдаются следующие комбинации
типов акцессорной минерализации: ильмснит-монацит-апатитовый, ксе-
нотим-монацит-апатитовыи и ксенотим-ильменит-апатитовый, в алты-
байском ведущими акцессориями становятся турмалин и гранат.
Наиболее существенная часть площади Алтынтауского интрузива
занята биотитовыми гранодиоритами и адамеллитами собственно ал-
тынтауского субкомплекса. В состав пород входят плагиоклаз двух
разновидностей (1 — широкотаблитчатый с прямой зональностью, 2 —
изометричный переменнозональный с вариацией состава зон от альбит-
олигоклаза до кислого андезина), калинатровый полевой шпат (решет-
чатый микроклин-микропертит и криптопертит, реже пертит с содер-
жанием 22—44% альбитовой молекулы), кварц (представлен межгра-
ндлярной породообразующей генерацией и зернами мирмекитовых
вростков и симплектитовых срастаний), коричневый до темно-коричне-
вого биотит, а также акцессорные апатит, рудный минерал и цирков.
Структура гранитоидов порфировидная гипидиоморфнозернистая, соче-
тающаяся с гранобластовой и мирмекитовой.
Двмслюляные лейкократовые граниты алтыбайского субкомплекса
сосредоточены в основном в средней части Алтынтауского массива,
формируя его центральный шток, либо в виде скоплений узких дайко-
образных тел обрамляют периферическую эндо- и экзоконтактовую
зоны массива.
Микроскопически определяется следующий минеральный состав
гранитов: плагиоклаз, калишпат, кварц, биотит, мусковит, циркон,
апатит, рудный, гранат. Плагиоклаз дает два поколения зерен: 1) зо-
нальные со слабо просвечивающим перистеритовым строением, 2) не-
зональные (альбит-олигоклазовые) таблитчатые зерна, по периферии
обычно альбитизированные. Калинатровый полевой шпат — решетча-
тый микроклин-пертит (содержание альбитовой молекулы 24,9%) —
представлен порфиробластами и ксеноморфными зернами основной
массы, альбитизирует и мирмекитизирует краевые зоны плагиоклаза.
Кварц трех разновидностей: 1) каплевидные зерна, приуроченные к
краям зональных плагиоклазов, 2) зерна главной массы, 3) мирмеки-
товы вростки. Биотит темно-бурый. Мусковит развивается по плагио-
клаза, биотиту и микроклину. Структура в крхпно- и среднезернистых
разновидностях гипидиоморфнозернистая в мелкозернистых гранитах—
аллотриоморфнозернистая, местами осложнена мирмекитовой и грано-
бластовой.
Гип щелочности в дербезском и собственно алтынтауско.м субкомп-
дексах калинатрвый, подтип — кали-натрпевый, в алтыбайском суб-
комплексе подтип щелочности изменяется на натри-калиевый .Общая
железистость во всех подразделениях комплекса составляет 60—62 % •
Комплекс формировался на абиссальных и мсзоабпссальных глу-
бинах. Геологические и петрографические особенности гранитоидов
определяют их соответствие водным и умеренно водным образованиям-
6 этом отношении алтынтауский комплекс полностью идентичен шурак-
ко«н (см. «Нуратинскпй сегмент....») и каратюбе-зирабулакскому,
(с Кзратюбе-Зирабулакский палеопрогпб...), т. е. представляет дли-
ьнс развивавшуюся серию плутонических палингенных гранитоидов,
Мр; Ьвание которых стимулировалось коровым регионально-плутони-
J^kiim метаморфизмом, сопутствовавшим в Южном Тянь-Шане оро-
цнноиктадин герцинского тектогенеза.
43
Рис. 2. Схема геологического строения Алтычта>екого массива
Составлена но материалам 3. А. Юдалевича и В. Я. Котт нова.
Кокпагассии комплекс: I — диабазовые порфириты, габбро цорфиршы, микро-
габбро. 2 — диоритовые порфириты и диоритовые тампрофпры. 3 — кварцевые дио-
ритовые порфириты, i — олпвии-нироксеновые лампрофиры. Ал тынгахскип комп-
лекс. Дербезскнй субкомплекс: й — мелкозернистые биотпт-тммфпболовые гнейсо-
впдиые кварцевые цторпты. б — средне- и мелкозернистые оногпт-амфпболовые и
биотпговые гнейсо-iранодтюрпты. Собственно алтынтаускшт субкомцлекс: 7 — объ-
единенные бттотптовые орадие.зе)П1истые гранодиориты, крупно- и средпезерппстые
гранодиориты—адамеллиты, мелко- ц средпезерппстые граниты — адамеллиты,
Алтыбайекпп субкомилекс: 8 — объединенные крупно-, средне- и мелкозернистые
44
жсиодялые и .тейникраговые цзанпты. 9 — иапьиые граниты, мелкозернистые су-
щественно мусковиты^ аплиты п псиматпты. Jrt — кокпатасская свита: кварциты,
«иьрокварцпгы, с нодиего-кремппстые п фпл пгтовые сланцы, доломиты. II — мезо-
Кйскпе п кайнозойские отложения. 12 — тектонические нарушения.
Геохимические данные указывают на повышенную оловоносность
комплекса (дербезский и собственно алтынтауский субкомплексы), а
также обращают внимание на преобладающие над кларками содержа-
ния бериллия, иттрия и других редких элементов (алтыбайский суб-
кочплекс). К гранитоидам собственно алтынтауского субкомплекса
приурочена кварц кварц-шеелитовая минерализация, с алтыбайским
суекомплексом связываются бериллиевая и тантал-ниобисвая-
[ Срецнекаменноугольно-раннепермский возраст ассоциации предпо-
Ла!ается по аналогии с шуракским и каратюбе-зирабулакским комп-
Йе. сами.
Пермский сарытауский адамеллит-гранитовый комплекс.
Выделен в урочищах Сарытау и Турбай. Породы сосредоточены в
субширотной полосе шириной до 5,0 км и протяженностью около 15 км
В\ эдающие породы — углистые, кремнистые и филлитовидные слан-
цы с линзами доломитов, рассланцованные алевролиты и песчаники
кокпатассой свиты, датируемой средним рифее.м-
Комплекс состоит из следующих относительно разновозрастных
подразделений: 1) адамеллит-гранитовые порфиры главной фазьц 2)
аплптовидные граниты, аплиты и пегматиты (дайки первого этапа),
3) две генерации гранодиорит-порфиров, кварцевые диоритовые порфи-
ршы, гранит-порфиры (дайки второго этапа).
Эталонный массив — Сарытауский. Он круто и дискордантно рас-
cci ает боковые породы, имеет своеобразную гантелевидную форму
(протяженность 2,0 км, ширина в раздувах до 0,5 км). В примыкаю-
щих к массиву вмещающих породах хорошо заметен контактово-мета-
морфический ореол шириной до 0,5 км. Установлены амфибол-рогови-
ковая (внутренняя зона) и мусковит-роговиковая (внешняя зона) фа-
ции контактового метаморфизма. Мощность внутренней зоны не более
10 м. Она сложена узловатыми сланцами, силлиманит-кордиерит-поле-
ззшпат-кварцевыми роговиками, кварцитами, доломитовыми мрамора-
ми. Во внешней зоне распространены пятнистые сланцы, биотитовые
роговики, микрокварциты доломиты.
| Породы главной фазы слагают собственно Сарытауский интрузив, а
акже сателлитового типа дайкообразные тела на северо-западном и
юго-восточном его погружении под вмещающие породы. Кроме того,
они образуют Турбайские дайкообразные тела.
В зоне эндоконтакта с вмещающими породами на расстоянии
15,0 м и ближе к массиву гранит-адамеллитовые порфиры становятся
более тонкозернистыми и более «порфировыми», т. е. окаймлены свое-
го рода зоной макрозакалки, в пределах которой непосредственно воз-
„е контакта с вмещающими породами фиксируется еще более тонкозер-
нистая и резко порфировая зона микрозакалки, составляющая пер-
вые десятки сантиметров.
I С адамеллит-гранитовыми порфирами связаны редкие маломощные
(0.5 м и менее) жилы аплитовпдных гранитов и аплигов, жилы и не-
правильной формы обособления пород пегматоидного облика.
Дайки второго этапа четко выраженных скоплений не образуют.
45
Они встречены в теле интрузива, на его северо-западном и юго-восточ-
ном погружениях, в северо-восточном и юго-западном гжзоконтактах,
Мощность даек 0,5—10 м, обычно 2—3 м, простирание смбшнротное.
падение в основном крутое. Состав гранитоидов собственно интрмзив-
онй фазы и даек очень близкий.
Плагиоклаз вкрапленников обычно зональный (средний олнгоклаз-
кислын лабрадор) Амфибол, регистрируемый только в зоне эндокон-
такта, представлен коричневой керсутитовой роговой обманкой. Био-
тит окрашен в красновато-коричневый цвет, частично или полностью,
как и амфибол, .хлоритизирован. Кварц округлой и окрхгло-ксеноморФ-
ной формы за счет коррозии основной массой. Состав калишпата —
пертита изменяется от ортоклаза до микроклина. Из акцессорных ми-
нералов выявлены циркон, монацит, ортит, сфен, рхдный флюорит.
Структура пород комбинированная: порфировая и микрозернистая.
Весьма характерна микрографическая структура (гранофировая и мик-
ропегматитовая) с 40—45% кварца, наблюдаемая во всех породах са-
рытауского комплекса. В зонах закала отмечены гиалиновая и фель-
зитовая структуры. В гранитах-адамеллитах главной фазы структура
основной массы мелко- и тонкозернистая, гипидиоморфнозернистая и
микропегматитовая. Аналогичный тип структур установлен в грано-
диорит-порфирах. В кварцевых диорит-порфирчтах структура основ-
ной массы микропризматическизернистая.
Гип щелочности гранитоидов калинатровый. В породах главной фа-
зы имеет натри-калиевое уклонение, причем в сателлитовых телах и эн-
доконтактовой зоне содержание калия сокращается, породы становит-
ся кали-натриевыми и остаются такими во всех дайках второго этапа.
Из других особенностей гранитоидов отметим несколько повышенную
глиноземистость и умеренно высокую общую железистость (в среднем
60—70%).
В спектре редких элементов, превышающих в граннтоидах кларко-
вые концентрации — серебро, висмут, олово, молибден, вольфрам,
фтор.
Комплекс относится к группе немагнитных образований. В металло-
геническом отношении продуктивен на оловянно-молибденово-вольфра-
мовую минерализацию.
Морфология интрузивных тел (линейные трещинные), дискордант-
ный характер их взаимоотношений со структурой вмещающих пород
свидельствуют о формировании комплекса в условиях значительной
консолидации района. Краевые порфировые фации и состав микропег-
матитовой графики указывают на гипабиссальный уровень становле-
ния комплекса, а высокие содержания в нем летучих, особенности хи-
мизма и состава — на принадлежность его к маловодному типу гра-
нитов, проявляющемуся на посторогенных стадиях подвижных зон с
развитым складчатым основанием.
Геологические данные для определения возраста комплекса недо-
статочны. Известны только его нижняя граница, определяема как
послерифейская. К пермским образованиям отнесен условно.
Пермотриасовый (?) сау|байский габбро сиени,-
граносиенитовый комплекс
Представлен Саутбайским интрузивом, имеющим изометрпчные
очертания и размеры в поперечнике 3,0X3,0 км. Дискордантно проры-
вает отложения верхней подсвиты кокпатасской свиты (туфы средне-
го состава, доломиты, известняки, кремнистые сланцы, песчаники,
46
алевролиты), которые в приконтактовой зоне на ширину нескольких
десятков метров ороговикованы.
.Массив сложен тремя разновидностями пород, образующими гомод-
ромный ряд: 1) габбро и монцогаббро, выходы которых наблюдаются
в юго-западной части штока (площадь около 1,0 км2), 2) кварцевые
спенито-диориты, приуроченные преимущественно к эндоконтактовым
зонам массива, встречающиеся в виде ксенолитов — останцов в цент-
ральной его части, 3) амфибол-биотитовые граносиенигы, слагающие
большую часть интрузива, сосредоточенные главным образом в цент-
р; зной части и северной половине. Жильные лейкограниты. гранит-ап-
лпты и гранит-пегматиты (жилы мощностью до 20 см, залегающие во
всех разновидностях пород интрузива) и дайки сиенито-диоритовых
ворфнритов и вогезито-спессартитов (мощность до 1,8 м, протяженность
’уп 500 м) приурочены к массиву и его ближайшему экзоконтакгу.
( Все фазовые подразделения связаны общностью состава темноцвет-
ных минералов (красновато-коричневая и буро-зеленая роговая обман-
на, буровато-коричневый биотит, в габброидах, кроме, того, отмечается
диопсид-авгит). Состав плагиоклаза в них постепенно эволюционирует:
в габбро и монцогаббро средний андезин - кислый лабрадор, в сиени-
то-дпоритах средний олигоклаз — кислый андезин, в граносиенитах
кпслый-основной олигоклаз. Структура в породах повышенной основ-
н,г и монцонитовая и поизматическизернистая, в граносиенитах приз-
матическизернистая и гипидиоморфнозернистая. В сиениго-диоритах и
граносиенитах нередко отмечается интергранулярный микропегматит,
я .1 шках сиенито-диоритовых порфиритов — интергранулярный грано-
фир. Мирмекит в породах отсутствует.
 Петрохимичсски саутбайский комплекс напоминает породы соответ-
гг Ьщей основноеги алмалысайского комплекса в Южном и Юго-За-
дном Гиссаре от которых он отличается пониженной глиноземисто-
етыл и общей железистостью, повышенной калиевой щелочностью (ка-
лии ый тип). Другое отличие заключается в доминирующей роли в
с.чтбайской ассоциации пересыщенной кремнеземом разновидности
ранпсиснитов, отсутствующих в алмалысайском комплексе.
Пермо-триасовый возраст ассоциации условный, предполагаемый по
аналогии с злмалысайским комплексом.
Север о-Т амдынекий палеопрогиб
позднепротероз ойс кого заложения
Позднерифейский — вендский базальтовый вулканический
комплекс учкудуктауской свиты
М таморфизованные вулканиты учкудуктауской свиты в пространст-
ве тесно ассоциированы с альпинотипнымп гипербазитами и габброи-
uMii тамдытау-нуратинского комплекса. Взаимоотношения с другими
| толщами района тектонические. В основании обнажаются гранатсо-
ч-ржащие биотитовые и мусковитовые плагиогнейсы, верхняя часть
р.ъреза образована эпидотовыми амфиболитами (иногда с гранатом),
переслаивающимися с зелеными сланцами пестрого состава.
Абсолютный возраст илагиогнейсов определен в 579—596 млн. лет.
< вига условно датируется поздним рифеем — вендом. Комплекс пред-
ставлен метабазитамп (субвулканическими породами, лавами, туфа-
1и), которым отвечают амфиболиты и зеленые сланцы верхней части
ра реза.
Эппдотовые амфиболиты — породы массивной или сланцеватой и
полосчатой текстуры и гранонематобластовой или порфиробластовой
\тр\кт\ры. Общий состав: амфибол, плагиоклаз (реликтовый), аль-
47
бит, эпидот с добавлением кварца, хлорита, граната, апатита, сфена,
рудного минерала. Порфиробласты образованы гранатом, иногда ам-
фиболом. Встречены реликты призматическизернистой структуры. Ам-
фибол в удлиненно-призматических и широкотаблитчатых кристаллах
сине-зеленого цвета, замещается хлоритом.
Зеленые сланцы утратили следы первичных структур. Состав пест-
рый: кварц-хлорит-эпидот амфибол биотит; альбит — кварц — мус-
ковит — хлорит — эпидот амфибол гранат; альбит — кроссит —
эпидот± гранат. Наиболее распространены гранонематобластовая н
порфиробластовая структуры. Текстура сланцеватая, полосчатая.
Обращают на себя внимание парагенезисы с кросситом, возникаю-
щие в специфичных условиях высоких давлений (глаукофансланцевая
фация).
ЛУетабазиты учкудуктауской свиты по петрохимическим особенно-
стям соответствуют континентальным толеитам и высокоглиноземп-
стым базальтам андезито-базальтовых серий островных дуг.
Докембрийский тамдытау-нуратинский гипербазит-габбро-
плагиогранитовый комплекс
Развит в Тамдытау и северных предгорьях Северного Нуратау. В
Чамдытау комплекс представляют Тескудук-Ченгельдинский габбро-
пироксенит-серпентинитовый массив, Учкудук-Тюменбайские, Каратас-
ские и Кумкудукские тела метагаббро и серпентинитов, Кынырские те-
ла серпентинитов и лиственитов, а также довольно многочисленные
тела интенсивно катаклазированных и милонитизированных плагногра-
нитов, альбитофиров и кварцевых альбитофиров, наиболее крупное из
которых Тюменбайское- В предгорьях Северного Нуратау к тамдытау-
нуратинскому комплексу отнесены выходы ультрабазитов на участке
Дарбазатау, габброиды и серпентиниты Сентаба, Янгикишлака, габ-
броиды, серпентиниты и порфироиды Ямчисая и др.
Образованиями этого комплекса трассирован крупнейший в Юж-
ном Тянь-Шане тектонический шов, протягивающийся более чем на
тысячу километров из района Тамдытау, через предгорья Северного
Нуратау в Южную Фергану и Алайский хребет.
Преобладающий тип пород среди ультрабазитов — серпентиниты,
листвениты, изредка содержащие реликты дунитов, перидотитов и пн-
рексенитов. Габбро, как правило, амфиболизированы. Форма тел пре-
имущественно пластинообразная, размеры колеблются от 3,0X10,0 м до
7,0X0,3 км (Ямчисайское), в среднем составляют около 1.5X0,1—
0,3 км.
Гранитоиды, наиболее надежно увязывающиеся с габброидами
комплекса, известны в Тамдытау. Они образуют пологозалегающц
пластинообразные тела до 1,0X0,25 км, тектонически отграниченные от
вмещающих их пород офиолитовой ассоциации, в состав которой кро-
ме гипербазитов и габбро, входят аповулканические (по базальтам и
андезитам) сланцы учкудуктауской свиты.
Несмотря на тектонические контакты составляющих комплекс глу-
бинных пород, в случаях совместного их нахождения гипербазита
обычно сменяются гипсометрически выше залегающими габброидамп,
габброиды кислыми членами ассоциации.
Гипсрбазиты комплекса представлены преимущественно хризотил-
лизардитовымп, лизардитовыми и антигорит-хризотпловыми серпенти-
нитами (апоперидотитовыми и апопироксенитовы.ми), реже пироксени-
тами, лерцолитами, верлитами, еще реже — дунитами. По химизму
близки к альпинотипным гипербазитам.
48
Габбро в основном амфиболовые, иногда амфибол-пироксеновые и
пироксеновые. Сложены лабрадором-битовнитом, магнезиальной рого-
вой обманкой, актинолитом, цоизитом, соссюритом, цирконом, лейко-
ксеном, сфеном, апатитом и рудными — ильменитом, пиритом, халько-
пиритом, пирротином, пентландитом. Структура породы пойкилофито-
вая, офитовая с признаками рассланцевания и метаморфических пре-
образований, местами очковая.
Плагиограниты состоят в основном из альбита и кварца. Плагио-
клаз декальфицирован, серицитизирован, соссюритизирован. Местами
в нем заметно зональное распределение вторичных минералов, пока-
зывающее что первичный плагиоклаз был зональным и более основ-
ным. Структура катакластическая, гранобластовая и гранолепидобла-
стовая. Минеральная ассоциация указывает на преобразование поро-
ды в условиях эпидот-мусковит-хлоритовой субфации метаморфизма.
Причем катаклаз и милонитизация породы происходили после ее мета-
морфизации, что фиксируется по деформированности минералов мета-
морфического парагенезиса. Поскольку тектонизация гранитов рас-
пространена повсеместно, эти породы целесообразно называть катак-
лашт- и милонит-плагиогранитами.
Петрохимические данные указывают на соответствие габбро тамды-
тау-нуратинского комплекса среднему типу' океанического толеитового
базальта- Как производные этого же типа базальта можно рассматри-
вать и плагиограниты.
Интрузивным подразделениям комплекса петрохимически близки
пространственно ассоциированные с ними и, по-видимому, комагматич-
ные метабазальтоиды и кварцевые альбитофиры учкудуктауской (Се-
верный Тамдытау) свиты, отнесенной к верхнерифейским — вендским
образованиям. Это свидетельствует о том, что тамдытау-ну ратпнекий
комплекс является интрузивной составной частью более крупной вул-
кано-плутонической ассоциации.
। В геохимическом отношении гипербазит-габбровая составляюшая
комплекса характеризуется повышенными концентрациями меди, ни-
келя, хрома и кобальта; а в металлогеническом — пространственной и,
по видимому, генетической связью с ней проявлений асбеста, а также
хромитового (с рассеянной платиновой минерализацией), сульфидного,
медно-никелевого и титано-магнетитового оруденения.
I Металлогеническое значение плагиогранитов неясно.
Геологические данные фиксируют верхнюю возрастную границу
тамдытау-нуратинского комплекса как докембрийскую (в обломочном
материале вулканитов елемесашинской свиты содержится весь набор
пород офиолитовой ассоциации Северного Тамдытау). Докембрийский
возраст подтверждается также парагенетическими связями комплекса
Г метавулканитами учкудукской свиты.
Кембрийский трахибазальтовый вулканический комплекс
елемесащинской свиты
В Вхлканиты елемесашинской свиты сохранились в Северном Тамды-
тау в виде тектонически обособленных частей разреза мощностью до
300 м. В фрагменте разреза в окрестностях урочища Елемесащи встре-
чены вулканические брекчии трахибазальтоидного и трахитового соста-
вов (55%), лавы трахибазальтопдов (35%), тефрогенные конгломера-
ты, гравеллиты, песчаники (10%), рифогенно-водорослевые известняки
пяшмовидные породы (5%).
Из рифогенно-водорослевых известняков собраны остатки кембрий-
В-7и2
4Q
ских брахиопод, трилобитов и археоциат. Одновременность вулканиче-
ских излияний и органогенных рифовых построек убедительно доказы-
вается массовыми примерами роста онколитов вокруг пепловых частиц
и наличием кембрийских органических остатков в песчано-сланцевых
слоях.
Ведущая роль среди лав базальтоидной группы принадлежит трахи-
базальтам и базальтам. Трахиандезито-базальты и трахиандезиты со-
ставляют около трети основных лавовых пород. Лавы отличаются не-
высокой порфировостью, (преобладают скудно- и мелкопорфировые
разновидности). Среди порфировых выделений в разных сочетаниях
Друг с другом встречаются пироксен, плагиоклаз, оливин, роговая об-
манка. Вкрапленники плагиоклаза превышают по объему и размерам
вкрапленники темноцветных минералов. Первичный плагиоклаз не со-
хранился. замещается альбитом, кальцитом, хлоритом, серицитом, пум-
пеллиитом, соссюритом, калишпатом, анальцимом. Пироксен вкраплен-
ников представлен авгитом, в замещении которого участвуют кальцит
и хлорит, редко хлорп го-серпентин, эпидот, пумпеллиит, актинолит^
сфен. Оливин представлен полными псевдоморфозами хлорита или
хлорито-серпентина, кальцита, нддингсита, магнетита. Фенокристы зе-
леной роговой обманки установлены в породах андезитового и трахи-
-андезитового составов-
Основная масса хорошо раскристаллизована. Распространены пи-
лотакситовая, интерсертальная, вариолитовая, долериговая и диаба-
зовая структуры. Участками основная масса меланократовая, сущест-
венно пироксеновая, микрозернисгая и микроприматическшернистая,
участками гиалиновая и гиалопнлитовая. Микролиты плагиоклаза в
основной массе, как и во вкрапленниках, альбитизированы, замещены
хлоритом, серицитом, кальцитом, пумпеллиитом и анальцимом. Пирок-
сен основной массы характеризуется примерно той же степенью со-
хранности и составом, что и во вкрапленниках, иногда отклоняется то
титан-авгита. Многие разновидности пород содержат миндалины с
моно- и полиминеральным заполнением — кальцитом, хлоритом, пум-
пеллитом, анальцимом, лейкоксеномсфеном, белой слюдой, альби-
том, кварцем, эпидотом.
Трахиты обнаружены только в обломках в агломератовых туфах и
тефрогенных конгломератах базальтоидной группы. Среди них преобла-
дают порфировые породы с вкрапленниками амфибола, калишпата,
плагиоклаза. Темноцветные минералы резко подчинены полевым шпа-
там по количеству и размерам выделений. Фенокристы плагиоклаза
(кислого андезина) и калишпата, как правило, оплавлены, резорбиро-
ваны, образуют местами гломеропорфировые выделения, часто нацело
альбитизированы, калишпат, кроме того, интенсивно политизирован,
характерны сложнопостроенныс кристаллы, в которых ядро образовано
плагиоклазом с нитевидными вростками калишпата, а внешняя зона —
калишпатом с фестончатыми ограничениями-. Предполагаемый лейцит
(эпилейцит) дает округлые выделения скелетного строения с нечеткими
ограничениями, полностью псевдоморфизован крипточешуйчатым, слег-
ка зеленоватым слюдистым агрегатом. Амфибол и пироксен представ-
лены псевдоморфозами хлорита и кальцита.
Основная масса — лейкократовая грахитовидная, с незначительным
содержанием разложенного стекла и темноцветных минералов. Полево-
шпатовая фаза в значительной мере альбитизирована. Микролиты п
лейсты полевых шпатов расположены субпараллельно- струйчатыми
реже петельчатыми скоплениями.
50
Среди пирокластических пород различаются агломератовые, круп-
но- и среднеобломочные витрокластические, витролитокластичсскис и
лптокластпческие тхфы. Обломки остроугольные или со сглаженными
краями, нередко с расплывчатыми нечеткими ограничениями, свиде-
тельствующими о частичном спекании. Они сложены базальтондами,
трахитами, редко фонолитами и монцонитами. Цементированы тонко-
зернистым, местами пористым пепловым материалом, поры которого
заполнены альбитом, хлоритом, кальцитом, пумпеллиитом, часто разви-
тыми и по цементирующей массе.
Базальтоиды характеризуются комбинированным типом щелочной
дифференциации. В нем представлены как нефелин-нормативные, так и
кварц-нормативные составы (при преобладании первых), причем по-
роты высокотитанистые, высоко- и умеренноглиноземистые, калинатро-
бого типа щелочности. По химизму очень близки к высокоглиноземи-
стым базальтам андезито-базальтовых серин островных дуг.
Лейкократовые породы слабо нсдосыщены кремнеземом, высокоглн-
п. ю.мнстые. Трахиты как дифференциаты базальтоидов наследуют их
важнейшие петрохимические особенности — высокую глиноземистость,
повышенную титанистость и калинатровый тип щелочности. В базаль-
топдах выявлены повышенные против кларка концентрации ничеля.
циркония, бериллия, бария, скандия, мышьяка.
Позднесилурийский лейкобазальтоидный вулканический
комплекс кушкумбайской свиты
I Среди накоплений кушкумбайской свиты, представленной преиму-
щественно терригенными отложениями, эффузивные породы имеют
подчиненное значение, но в районе селения Тамдыбулак их роль в раз-
резе существенно возрастает. При обшей мощности нижней пачки куш-
.•лмбайской свиты в 600 м на долю вулканитов приходится 90 -
150 м. Преобладают туфы лейкобазальтоидного состава, лав не более
10%. Возраст обоснован остатками граптолитов.
с!авы характеризуются высокой порфировостью. Афировые разно-
видности исключительно редки. Во вкрапленниках плагиоклаз и темно-
цветный минерал. Первичный плагиоклаз замещен альбитом, альбит-
олигоклазом, олигоклазом и реже серицитом, хлоритом, кальцитом,
эпидотом, актинолитом. Темноцветный минерал вкрапленников также
нацело разложен. Судя по форме псевдоморфоз преобладала роговая
обманка, присутствовали пироксен и, возможно, оливин. Псевдоморфо-
зы образованы хлоритом, кальцитом, лейкоксеном, магнетитом, эпидо-
I том, актинолитом, кварцем.
Существенно полевошпатовая основная масса пород пилотаксито-
вая, трахитовидная, микрофельзитовая, микрозернисто-микролитовая.
Темноцветные минералы и стекло в основной массе не сохранились.
Отмечены миндалины, выполненные хлоритом, альбитом и кальцитом.
Вторичные минеральные ассоциации, развитые по основной массе, со-
ж держат альбит, альбит-олигоклаз, хлорит, серицит, магнетит, гема-
тит, лейкоксен, кварц, кальцит, эпидот и актинолит.
Пнрокластолиты представлены литокристаллокластическими круп-
но- и грубообломочными и лапиллиевыми туфами. Обломки пород
(лавы базальтоидов) имеют нечеткие расплывчатые ограничения, сли-
ваются друг с другом и связующей массой. Обломки фенокристов
плагиоклаза и темноцветных минералов замешены альбитом (по пла-
гиокл. зу), кальцитом, серицитом, хлоритом, актинолитом, клиноцоизи-
том. Связующая масса микрозернистая, состоит из альбита, хлорита,
цлнноиоизита, актинолита, серицита, кварца.
51
По химизму составы вулканитов варьируют от андезнто-базальтов
до лейкобазальтов, от пересыщенных до недосыщенных кремнеземом
(преобладают насыщенные). Пороты низкоти'тащистые и ни чсоглинозе-
мистые, профиль щелочности натровый. Вариации петрогенных окис-
лов внутри базальтоидной группы показывают слабое накопление ще-
лочей с увеличением кремнскислоты за счет железа, магния, кальция.
Породы комплекса содержат повышенные концентрации бария и строн-
ция.
Позднекаменноугольный казахтауский адамеллитовый комплекс
К комплексу отнесены очень небольшие по площади (первые десят-
ки квадратных метров выходы адамеллитов, приуроченные к осевой
части гор Казахтау. По данным геофизических исследований и буре-
ния, под маломощным покровом барханных песков обнаруживается
крупное (не менее 60 км2) изометричное тело гранитоидов, которое на
некоторых геологических картах изображается как выходящее на по-
верхность. В действительности, однако, коренные обнажения интрузива
ограничиваются двумя-тремя весьма незначительными выходами, пред-
ставленными средне- п крупнозернистыми порфировидными амфибол-
биотитовыми адамеллитами, прорывающими габбро тамдытау-нуратин-
ского комплекса. Значительно шире в коренных обнажения -проявлена
дайковая серия. Дайки образу'ют пояс субширотного простирания
обнаруженная ширина которого (в южной части перекрыт бархан-
ными песками) составляет 4,0 км, а протяженность около 6,5 км. Пояс
представлен группой сближенных в пространстве относительно разно-
возрастных даек амфибол-биотитовых адамеллит-порфнров и гранит-
порфиров, гранодиорит-порфиров, кварцевых диорит-порфиритов и дио-
рит-порфирптов, спессартитов. Северная часть пояса насыщена дайка-
ми больше, чем южная. В участках наибольшей концентрации часто
встречаются дайки сложного строения (симметричные и ассиметрич-
ные). Частота даек местами такова, что по площади значительно пре-
восходит перегородки вмещающих пород, в частности габброидов, из-
за чего ранее пояс ошибочно принимался за монолитный довольно
крупный массив гранитов. Мощность даек колеблется от 0,3 до 50 м,
в среднем составляет 7,0—8,0 м. Протяженность отдельных тел до
4,0 км. В зальбандах на мощность до 0,5 м хорошо заметны следы за-
калки. Маломощные дайки закалены по всему' их объему.
Состав порфировых выделений наиболее часто встречающихся
даек адамеллит- и гранит-порфиров весьма близок к составу породо-
образующих минералов адамеллитов главной фазы комплекса- Плагио-
клаз в тех и других породах зональный, соответственно основной оли-
гоклаз — кислый андезин, калинатровый полевой шпат — микроклин
с 38% содержанием альбитовой молекулы. Биотиты и амфиболы имеют
характерный коричневый оттенок: биотит красновато-коричневый,
обыкновенная роговая обманка — зеленовато-коричневая.
В гранодиорит-порфирах состав плагиоклаза более основной (ос-
новной олигоклаз — кислый лабрадор), амфибол и биотит одинаковы
с адамеллитами и адамеллит-порфирами. В дайках диорит-порфири-
тов появляется довольно существенная примесь авгита. Структура ос-
новной массы гранитоидных даек гранофировая, реже микрогипидио-
морнозернистая и фельзитовая. В диоритовых дайках преобладает
микропризматичсскизерннстая.
Тип щелочности пород калинатровый (подтип натри-калиевый). Об-
щая железистость до 65%.
Глубина формирования комплекса мезоабиссальная. Особенности
52
состава, в частности незначительная роль минералов отожженного па-
рагенезиса, частая встречаемость флюорита и др., указывают на соот-
ветствие пород казахтауского комплекса маловодным гранитоидам —
производным риолитоидной (дацитовой) магмы. Породы комплекса
немагнитны.
Характерные акцессорные минералы — циркон, апатит, ортит, сфен,
ильменит, пирит. В адамеллитах главной фазы, кроме того, обнару-
жено до 0,12 г/т самородного золота, знаки шеелита, а в дайках грани-
тоид-порфиров — турмалин, гранат, флюорит. Тип акцессорной мине-
рализации апатит-цирконовый (с ортитом, сфеном или флюоритом и
баритом). По сравнению с кларковыми содержаниями казахтауские
гранитоиды обогащены редкими щелочами, хромом, ванадием и нике-
лем, вольфрамом и молибденом. В жильных гранитоид-порфирах на-
блюдаются повышенные концентрации олова.
Геологические данные указывают лишь на последокембрийский
в'-зраст комплекса. Радиологические определения возраста адамелли-
тов (калий-аргоновый метод, биотит, В СЕТЕЙ) дали 276 4 млн. лет.
Пермский северо-тамдынский адамеллит-гранитовый комплекс
Представлен одиночным Ссверо-Тамдынским (Актамским) масси-
вом, обнаженная площадь которого составляет 23 км2 (рис- 3). Интру-
зив прорывает отложения верхнего рифея — кембрия (учкудуктауская,
аккудукская, елемесагцинская свиты), серпентиниты, габбро и плагио-
граниты тамдытау-нуратинского комплекса и накопления верхнего си-
лура, нижнего карбона. Вмещающие породы на ширину до 150—200 м
интенсивно ороговикованы.
По отношению к структуре вмещающих пород интрузив дискордант-
ный. Схема формирования массива (от ранних пород к поздним):
1) крупно- и грубозернистые порфировидные амфибол-биотитовые гра-
ниты — адамеллиты, 2) амфибол-биотитовые гранит-порфиры (дайки)
с вкрапленниками кварца и полевого шпата, 3) биотитовые гранит-
порфиры (дайки) с вкрапленниками полевого шпата, 4) средне- и мел-
козернистые лейкократовые (биотитсодержащие) граниты, 5) жильные
биотитовые граниты, пегматоидные и аплитовидные граниты, аплиты,
аплит-пегматиты.
1 Крупно- и грубозернистые амфибол-биотитовые граниты-адамел-
литы — главная разновидность массива, занимают около 70% его
площади. Породы неоднородного строения. На фоне розовато-серой
главной массы гранитов — адамеллитов наблюдается большое коли-
чество равномерно вкрапленных в нее участков светло-серой окраски,
до 20—30 см в поперечнике, сложенных кварцем, плагиоклазом и куч-
но расположенным амфиболом, тогда как окружающая их масса сло-
жена кварцем, калишпатом и биотитом. Эти пятна по-видимому, релик-
ты автолитов, а вмещающая их масса является преимущественно одно-
полевошпатовым (кварц-микроклиновым) гранитом. Суммарный со-
став дают граниты - адамеллиты, состоящие из кислого — среднего
андезина (с нерезкой зональностью), на границе которого с кварцем
развивается новообразованный паналлотриоморфный мелкозернистый
альбит, калинатрового полевого шпата, обычно нерешетчатого и пели-
тизированного, кварца (представленного межгранулярной породообра-
зующей генерацией, мелкими изометричными зернами, включенными в
калишпат, зернами симплектитовых срастаний и мирмекитовых врост-
ков), темно-бурового с красноватым оттенком биотита, идиоморфных
зерен темно-коричневого (до черного) феррогастингсита, акцессорных
53
Рис. 3. Схема геологического строения Северо-Тамдыиского массива.
Составлена по материалам 3. А. Юдалевпча и Ш. III. Сабдюшева.
Гамдытау-нуратинскпп комплекс: 1 — серпентпнпты, дуниты, пироксеипты по
рпдотнты, габбро-амфиболиты, 2 — птагиограниты, кварцевые альбитофиры. Сеперо-
тамдынскпн комплекс: 3 — крупно- л грубозернистые роговообманково-бпотитовые
граниты-адамеллиты, 4 — гранпт-порфпры роговообманково-бпотитовые (дайки),
5 — гранпт-порфпры существенно биотитовые (дайки), 6 — мелко- и среднезсрии-
стые лейкократовые бпотптсодержащпе граниты, 7 — жплыгые мелкозернистые
лейкократовые биотптсодержащие граниты, пегматоидные и аплитовидные грани-
ты, аплиты и аплпт-пегматиты. Южно-тяныпаньскпй комплекс: 8—эссексито-диа-
базы, камптониты, 9 — базальтовый комплекс учкудуктауской свиты: амфпболить'.
зеленые сланцы, 10 — нижний — средний кембрпп: аргиллиты, алевролиты, пес-
чаники, известняки, доломиты п кремни, 11—верхний сплур: песчаники, сланцы,
алеврошты. гравелиты, известняки, 12 — нижнетурнепскпй поцъярус: нзвестнякп.
доломпты. 13 — верхнебагпкпрскпй подъярус: нзвестнякп с желваками кремнем.
14 — нпжпемосковскпй подъярус: известняки, 15 — мурынкудукская свита: песча-
ники, алевролиты, известняковые конгломераты, сланцы, кремнп, известняки. 16 —
неогеновые и четвертичные отложения, 17 — тектонические нарушения.
54
циркона, апатита, ортита, монацита, флюорита. Структура гипидио-
морфнозернистая, участками мирмекитовая и симплектитовая.
По всему телу гранитов — адамеллитов более или менее равномер-
но распределены меланократовые включения (автолиты) до 10—15 см,
иногда до 0,5—0,6 м в поперечнике. Состоят из тех же минералов, что
и граниты — адамеллиты, но в иных количественных отношениях (в
них намного больше цветных, причем роговая обманка зачастую пре-
обладает над биотитом).
В эндоконтакте гранитов — адамеллитов с вмещающими некарбо-
натными отложениями прослеживается полоса (ширина 50- 70 м) лей-
кократизированных, несколько более мелкозернистых и менее порфиро-
видных существенно биотитовых гранитов. Иногда вдоль контактов
гранитов — адамеллитов с карбонатными отложениями (юго-восточ-
ная часть массива) наблюдаются приконтактовые фации сиенитизиро-
ванны.х (вплоть до образования сиенитов) гранитоидов.
Дайки гранит-порфиров двух генераций наблюдаются только в поле
развития гранитов — адамеллитов, нередко образуют сложные тела, в
которых более поздние дайки приурочены к висячему боку. Мощность
их колеблется от 0, Здо 2,0 м. По составу близки к вмещающим их гра-
нитам— адамеллитам.
Лейкократовые граниты заключительной фазы слагают обнажен-
ную северную треть Северо-Тамдынского массива-Они сложены зональ-
ным плагиоклазом (олигоклаз и альбит-олигоклаз), нерешетчатым
калинатровым полевым шпатом пертитового строения, темно-бурым (до
черного) биотитом, кварцем, акцессорными цирконом, ортитом, руд-
ным, флюоритом.
Завершающие комплекс жильные граниты, пегматиты и аплиты в
основном залегают среди гранитов - адамеллитов главной фазы, при-
легающих к телу лейкократовых биотитовых гранитов, значительно ре-
же наблюдаются в последних, хотя представлены здесь всеми разно-
видностями. Мощность жил колеблется от первых сантиметров до
2,5 м, причем мощные жилы всегда образованы биотиговыми грани-
тами.
Но петрохимическим данным заметно большое различие содержа-
ния кремнекислоты в породах разных фаз. Граниты — адамеллиты
концентрируют в среднем 71,5% кремнезема, а лейкограниты — 75,0%.
Содержание щелочных металлов в той и другой породах, наоборот,
очень близки (натрия в них соответственно 3,6 и 3,4 вес. %, а калия —
4,85 и 5,0 вес. %) Комплекс характеризуется высокой общей желези-
стостью, возрастающей от ранней фазы (70%) к поздней (80%).
Дайки гранит-порфиров петрохимически подобны гранитам — ада-
меллитам и лейкогранитам. По содержанию кремнезема они тяготеют
к лейкогранитам, а по содержанию калия и натрия и величине общей
железистости — к гранитам-адамеллитам.
Глубина формирования массива мезоабиссальная. Вскрытая эро-
зией часть Северо-Тамдынского массива, с учетом геофизических дан-
ных, позволяет рассматривать его как южный фрагмент крупного изо-
метрнчного плутона (возможно, кольцевого строения с более молодым
иейкогранитовым центральным штоком), дискордантного и дискон-
формного по отношению к залеганию вмещающих пород и образуемой
Ими структуре. Характерная особенность комплекса заключается в раз-
витии в связи с ним эндоконтактовой сиенитовой и лейкогранитовой
фаций, что объясняется дифференциальным переносом в процессе фор-
мирования гранитоидов кремнекислоты, алюминия и щелочей на кон-
такте с силикатной и карбонатной средами, т. е., судя по образующим-
55
ся минеральным парагенезисам, явлениями магматического замещения.
Петрографические данные (указывающие на близость гранитоидов к
однополевошпатовым образованиям), петрохимические (калиевый тип
пород) и геохимические (повышенная фтороносность и радиоактив-
ность), результаты исследовании свидетельствуют о формировании ком-
плекса в условиях жесткой окружающей среды- принадлежности его к
ряду магматических образований устойчивых областей, в частности к
маловодному типу адамеллит-грапитовых интрузий, производных да-
цитовых (латитовых) магм.
13X10 6СГС). К элементам-примесям, содержания которых в поро-
Комплекс немагнитен (магнитная восприимчивость составляет 8 —
дах комплекса превышают кларковые, относятся редкие щелочи
(литий, рубидий, цезий), цинк, свинец, фтор, уран и торий, молибден и
ниобий, бериллий.
Тип акцессорной минерализации циркон-ортит-флюоритовый. В ме-
таллогеническом плане комплекс интересен как объект выщелачивания
редких элементов, формирующих в прилегающих к нему мезозойских
отложениях инфильтрационные месторождения пластового окисления.
Геологические соотношения указывают на послераннекарбоновый
возраст комплекса- Структурная позиция позволяет связывать его по-
явление с заключительными этапами развития герцинского тектогене-
за, которые в данном районе характеризуют пермский период, что под-
тверждается радиологическими измерениями возраста, колеблющимися
в пределах 265—279 млн. лет (калий-аргоновый метод, биотит, ИГиГ
АН УзССР, ВСЕГЕИ).
А у м и н з а-Б е л ь т а у с к о е древнее поднятие
Раннерифейский базальтовый вулканический комплекс
ауминзинской свиты
Распространен в Южном Тамдытау-, Бельтау, Ауминзатау и Север-
ном Нуратау, обнажается в видимом основании разреза выступа до-
кембрийского фундамента. Выходы приурочены к ядрам крупных ан-
тиклиналей — Тасказганской, Таскаринской, Ауминзинской, Северо-
Ну ратинской.
Наиболее представительные разрезы вулканогенных образований
находятся в Южном Тамдытау. В Джетымтау разрез начинается пач-
кой доломитовых мраморов, углисто-графптистых кварцитов и альбит-
хлоритовых сланцев мощностью до 55 м. Стратиграфически выше сле-
дуют миндалекаменные массивные, реже сланцеватые, эпидот-альбит-
актинолитовые и эпидот-альбитовые зеленокаменныс породы мощно-
стью 250 м. Доля вулканитов около 80%.
В Джургантау, Бельтау7 и других пунктах Южного Тамдытау- раз-
рез построен аналогично джетымтаускому: 1) альбитсодержащие слав
цы с кремнево-карбонатнымн прослоями, 2) зеленые сланцы (зелено-
каменные породы) с амфиболом, эпидотом, альбитом.
Ауминзинская свита согласно сменяется сланцево-карбонатно- крем-
нистой тасказганской, абсолютный возраст которой 1,3 млрд. .ie
(свинцовая изохрона, ВСЕГЕИ). На этом основании предполагается
раннерифейский возраст комплекса.
Вулканиты представлены только базальтоидами. Из-за интенсивно-
го зеленокаменного изменения невозможно выделить лавовые и суб-
вулканические породы, пирокластолиты, в связи с чем группа описы-
вается в целом.
56
Типичная разновидность метабазальтов состоит из переменного ко-
личества хлорита, эпидота, актинолита, альбита, кварца, кальцита- Ре-
ликтов первичных магматических минералов и вулканического стекла
не сохранилось .
Структурные и текстурные особенности исходных пород в значи-
тельной степени утрачены. Характерны фибробластовая, фиб-
рогранобластовая и нематобластовая структуры и сланцеватая, плой-
чатая, полосчатая, массивная текстуры. В наименее измененных разно-
стях изредка можно заметить признаки первичных микролитовой, офи-
товой, призматическизернистой, порфировой и кристаллокластической
структур и миндалекаменной текстуры.
В петрохимическом отношении комплекс может быть определен как
мезо-лейкобазальтовый. Характерны пересыщенные кремнеземом высо-
коглиноземистые составы, близкие к континентальным толеитам. Про-
филь щелочей натровый.
Додевонский мурунтауский сиенодиорит-гранофировый комплекс
Объединяет группу даек, состав которых изменяется от кварцсодер-
жащих диабазовых порфиритов и кварцевых сиенодиоритовых порфи-
ритов до ультракислых пород (гранит- и сферолит-гранофировых пор-
фиров). Доминируют ультракислые дайки, породы повышенной основ-
ности имеют подчиненное значение. Мощность даек колеблется от 1,0
до 2,0—3,0 м, местами достигает 20—30 м, протяженность от первых
сотен метров до 1,5—-2,0 км. Наиболее протяженные дайки представ-
лены сферолитовыми и гранитовыми порфирами. В основном они суб-
широтного простирания, но встречаются тела северо-восточного на-
правления, иногда наблюдаются кольцевые дайки. По А. Т. Бендику,
(1970 г.), в пределах Мурунтауского рудного поля насчитывается 320
даек, формирующих 23 пучка, в каждом из которых сосредоточены от
3—4 до 30—40 отдельных даек.
[ Диабазовые порфириты образуют в рудном поле всего 5 даек, раз-
мещенных в северном крыле Тасказганской антиклинали среди докем-
бр1.неких метаморфических образований. Состоят из серицитизирован-
ного, пренитизированного и соссюритизированного плагиоклаза, соз-
дщощего скелет офитоидного устройства породы, темноцветного мине-
рала, .заключенного в интергранулярных камерах плагиоклаза, нацело
измененного, представленного псевдоморфозами хлорита, цоизнта —
клиноцоизита с редкими реликтами диопсида и обыкновенной зеленой
роговой обманки, кварца, являющегося существенной (до 5—10%) со-
ставной частью пород, и небольшого количества криптопертитового ка-
лин трового полевого шпата, распологающегося вместе с кварцем в
интерстициях, акцессорных сфена, апатита, лейкоксена, пирита. Струк-
тура породы офитовая, а в участках с повышенным содержанием квар-
I з — призматическизернистая. Офитоидный рисунок осложнен нало-
женными нематогранобластовой, либо г ранонематолепидобластсвой
структурами, вызванными метаморфическими преобразованиями no-
pt |ДЫ.
Кварцевые сиенодиоритовые порфириты — довольно распростра-
ненный тип даек мурунтауского комплекса- Большая часть их сосре-
лдгочена в западной половине рудного поля. Породы сложены плагио-
доом порфировых выделений (зональный основной олигоклаз —
р.дний андезин, иногда до кислого лабрадора, по краям зерен аль
Г’- олигоклаз), калинатровым полевым шпатом (в порфировых вы-
h. 1ниях пертитизирован, имеет решетчатое строение, пелитизирован,
57
в основной массе часто наблюдается в виде криптопертита в графиче-
ском срастании с кварцем в интергранулярных полостях породы), квар-
цем (изредка встречается в виде оплавленных порфировых выделений,
в основном — как составная часть интергранулярного микропегматита
и гранофира), обыкновенной зеленой роговой обманкой, буровато-ко-
ричневым биотитом, акцессорными сфеном, лейкоксеном, апатитом,
цирконом, пиритом. Первичная призматическизернистая (кварц-офн-
товая) структура с гранофировыми и м икропегматитовым и участками
подвержена метаморфическим преобразованиям, аналогичным ранее
описанной разновидности.
Гранитовые и сферолит-гранофировые порфиры включают широ-
кий спектр пород кислого состава. Распространены по всей площади
Мурунтау, но при этом район, непосредственно примыкающий к место-
рождению (окаймляющий его), характеризуется повышенной концент-
рацией кислых даек и сопутствующих кварцевых спенодиоритовых
порфиритов. Гранит-порфиры развиты главным образом в восточной
половине рудного поля к западу от одноименного месторождения, сфе-
ролит-гранофировые порфиры сосредоточены в основном на месторож-
щении или в непосредственной от него близости. В краевых частях
крупных даек фиксируется зона закалки мощностью до 0,3—0,4 м. От-
дельные маломощные (до 08—1,0 м) дайки закалены на всю мощ-
ность.
Плагиоклаз порфировых выделений образован нацело серицитизи-
рованными незональными таблитчатыми зернами с узкой альбитовой
каймой, калинатровый полевой шпат — микроклин-пертит иногда
оторочен узкой микропегматитовой полоской, калишпат которой имеет
одинаковую оптическую ориентировку с вкрапленником, кварц катак-
лазирован, местами подчиняет себе оптическую ориентировку мелких
зерен основной массы-
Основная масса пород кварц-полевошпатовая. В гранит-порфирах
тонкозернистая, аллотриоморфнозернистая, местами микропегматито-
вая, в зальбандах даек — фельзитовая, в сферолит-гранофировых пор-
фирах она преимущественно гранофировая, микропегматитовая, сферо-
литоподобная. Особенности ее заключаются в том, что вокруг фено-
кристов породы перпендикулярно плоскостям их ограничения форми-
руется волокнистый агрегат тончайких гранофировых срастаний квар-
ца и калишпата, местами настолько тонкозернистый, что создается
впечатление сферолитовых обособлений. Из темноцветных минералов в
породах встречается биотит, чаще всего хлоритизированный. Кроме
того, в них много новообразованного розетковидного мусковита и хло-
рита. довольно равномерно распределенных по кварц-полевошпатовой
основной массе даек и связанных с их метаморфическими преобразо-
ваниями.
Существует определенная зависимость между составом цветных ми-
нералов даек и метаморфической зональностью Мурунтауского руд-
ного поля. Так, дайки сферолит-гранофировых и гранитовых порфи-
ров, находящиеся в поле развития хлоритовой субфации метаморфизма
обычно содержат хлорит и мусковит, а дайки, залегающие в поле био-
титовой субфации — биотит и хлорит.
Устойчивыми петрохимическими признаками выделяемой ассоциа-
ции являются повышенная калиевость и общая железистость (до 78%),
сочетающиеся с повышенной глиноземистостью. В целом для комплекса
характерно трахитоидное петрохимическое уклонение. Тип щелочности
калинатровый (подтип натри-калиевый) и калиевый. Это группа мало-
водных (близких к «сухим») пород, окончательная кристаллизация
58
которых происходила в гипабиссальных условиях. Тппоморфная ассо-
циация акцессорных минералов циркон-апатитовая.
Дайки мурунтауского комплекса отличаются повышенными содер-
жаниями свинца, олова, молибдена и висмута, между которыми обоз-
начается положительная значимая корреляция. Золото, которым му-
рунтауские дайки местами обогащены, характеризуется значительной
дисперсией содержаний, независимых от концентрации упомянутых
выше элементов.
11о отношению к продуктивному допалеозойскому золото-вольфра-
мовому оруденению кызылкумского типа дайки мурунтауского комп-
лекса пострудные, а по отношению к связанной с ними гидротермаль-
ной полисульфндной минерализации — внутрирудные.
Работы Э. Б. Бертмана5 и В. Ф. Проценко6 показали, что за преде-
лами рудных тел поздние кварц-полисульфидные жилы не содержат
золота, но в местах пространственного совмещения с продуктивной
минеральной ассоциацией в них (как и в дайках мурунтауского комп-
лекса) иногда обнаруживаются высокие концентрации золота, обязан-
ные процессам перераспределения и мобилизации рудного вещества из
продуктивного парагенезиса.
Таким образом, несмотря на заведомо пострудный возраст даек
мурунтауского комплекса, значительную оторванность их по времени
от золото-вольфрамового оруденения, они могут служить индикатора-
ми скрытой на глубине минерализации, на что будут указывать повы-
шенные содержания золота в них и связанных с ними гидротермали-
тах.
Учитывая особенности пространственного размещения даек, их мор-
фологию и отношение к складчатым дислокациям, можно утверждать,
что их формирование происходило в условиях высокой консолидиро-
ванности Южного Тамдытау как крупной палеоструктуры. Дайки этой
ассоциации располагаются среди метаморфических образований до-
кембрия и в разрезе палеозоя не встречены. Кроме того, они охвачены
додевонским зеленосланцевым метаморфизмом. Учитывая, что в пре-
делах развития метаморфических пород докембрия Южного Тамдытау
разрез палеозоя начинается с позднего силура — раннего девона, му-
рунтауский комплекс попадает в широкий возрастной диапазон от
кембрия до силура включительно.
Иозднекаменноугольный захкудукский гранит-адамеллитовый комплекс
Представлен одноименным кольцевым интрузивом площадью 65 км2
в горах Ауминзатау. В плане имеет форму неправильного овала, вытя-
ну loro в соответствии с простиранием складчатых структур района в
обширотном направлении. Вмещают его песчаники, алевролиты,
фнллитовидные сланцы и микрокварциты ауминзинской н пес-
чаники, сланцы, известняки, доломиты, кремнистые породы и
а\|')иболнты тасказганской (нижний — средний рифей) свит.
Контакты с этими породами преимущественно тектонические, причем
по развитию достаточно широких прнконтактовы.х милонитовых и ка-
таклазитовых фаций гранитоидов, как бы опоясывающих интрузив со
всех сторон, можно сделать вывод о продвижении массива на наблю-
[даемый гипсометрический уровень как монолита, почти полностью
;акристаллизовавшегося тела.
V ДАН X .зССР, № 5, 1975.
Р В кн. «Магматические н метаморфические комплексы Казахстана >. Ч. 1,
яма-Ата, 1976.
59
В строении интрузива участвуют относительно разновозрастные по-
роды: 1) среднезернистые порфировидные амфибол-биотитовые ада-
меллиты (главная фаза) 2) мелкозернистые редковкрапленниковые
биотитовые граниты- жильные породы: 3) биотитовые грани г-порфчры.
4) аплиты и пегматиты, 5) адамеллит- и гранпт-порфпры, 6) гранодио-
рит-порфиры, 7) дпорит порфириты и кварцевые диорит-порфиригы, 8)
спессартиты.
Биотитовы' граниты второй (дополнительной) фазы обнажаются в
северо-западной части интрузива в виде тела протяженностью 6,5 км
при ширине до 4,0 км, северо-восточного простирания. Жильные доап-
литовые биотитовые гранит-порфиры образуют вокруг интрузива вне-
шнее прерывистое кольцо шириной до 100 м Судя по фрагментам этой
дайки в южном и северном контактах плутона она некогда опоясыва-
ла его, затем местами была срезана тектоникой.
Иослеаплитовые дайки формируют в западной половине массива
короткий пучок 3,0X2,0 км, вытянутый в соответствии с простиранием
даек в юго-западном направлении. Протяженность даек до 2,5 км, мощ-
ность до 5,0 м.
Адамеллиты главной фазы состоят из ритмично-зонального плагио-
клаза (средний олигоклаз — средний андезин), калинатрового полево-
го шпата двух генераций (ортоклаза и микроклина, содержащих соот-
ветственно 37 и 42% альбитового компонента), красновато-коричневых
роговой обманки и биотита, кварца (в том числе мирмекитового), ак-
цессорных циркона, апатита, монацита, пирита, ильменита, флюорита,
шеелита, граната, турмалина.
Граниты дополнительной фазы в отличие от адамеллитов не содер-
жат роговой обманки, плагиоклаз в них кислее (средний олигоклаз —
кислый андезин), в составе калинатрового полевого шпата установлен
только микроклин (альбитового компонента 24%). Акцессории пред-
ставлены по существу тем же набором минералов, что и в адамелли-
тах главной фазы. Породы дайковой серии унаследовали особенности
минерального состава фазовых гранитоидов, что хорошо видно по их
темноцветным минералам — биотиту и амфиболу. Тип щелочности по-
род калинатровый, подтип натри-калиевый, общая железистость уме-
ренная.
Глубина формирования комплекса соответствует мезозоне. Магнит-
ная восприимчивость пород комплекса не выше 1410 5 СГС (немагнит-
ные)
Тип акцессорной минерализации ортит-сфен-цирконовый и циркон-
апатит-монацитовый с флюоритом.
Комплекс характеризуется повышенными по сравнению с кларка-
ми содержаниями лития, хрома, свинца, олова, висмута, молибдена и
вольфрама; металлогенпческая специализация редкомсталльная.
Соотношения с породами обрамления свидетельствуют о последо-
кембрийском, ближе не определенном возрасте комплекса. Единичные
определения абсолютного возраста дали (калий-аргоновый метод, био-
тит ВСЕГЕИ) 276±4 млн. лет, что соответствует традиционным пред-
ставлениям о позднекаменноугольном возрасте Захкудукского массива.
Пермский (?) шохетауский комплекс лейкократовых гранитов
Комплекс проявился на очень ограниченной площади в южной части
Ауминзатау, где представлен тремя небольшими телами гранитов от
60X200 м до 0,7 0,8Х'2,0 км. Они имеют форме вытянутых в запад-
северо-западном направлении овалов, прорывают филлитовидные
60
сланцы, алевролиты и полимиктовые песчаники условно ордовикской
сарыктауской свиты, по отношению к залеганию которых являются
явно дискордантными, секут не только изоклинальные складки вме-
щающих пород, но и разбивающие их продольные разломы. Вокруг
гранитовых тел отмечается четкий ореол контактово-метаморфических
турмалин-кварцево-биотитовых и биотит-кордиеритовых роговиков ши-
риной до 250 м.
Внутреннее строение массивов простое. Они представлены мелко-
среднезернистыми слабо порфировидными существенно биотитовыми
гранитами. В краевой зоне массивов шириной до 25—40 м эти граниты
становятся заметно более порфировидными до порфировых, имеют ха-
рактерную полосчатую текстуру. Линейность породы повторяет изгибы
плоскости контакта интрузивов с вмещающими образованиями и рас-
сматривается как структура течения. Жильные породы комплекса
представлены редкими одиночными и маломощными жилами аплитов
и лейкогранитов.
Граниты центральной части состоят из слабо зонального плагиокла-
за (альбит — средний олигоклаз), калинатрового полевого шпата
(микроклин — пертит, содержание альбитового компонента 37%),
кварца (интергранулярный, иногда в порфировидных выделениях),
красновато-коричневого биотита и большого количества включений
акцессорного циркона, монацита, турмалина. Структура порфировид-
ная, гипидиоморфнозернистая. Породы по всей площади массивов тур-
малинизированы и мусковитизированы (совместно с мусковитом места-
ми развивается фуксит), причем в краевых (апикальных) частях мас-
сивов эти изменения проявлены наиболее интенсивно.
Химический состав гранитов характеризуется повышенной глинозе-
мистостью и общей железистостью. Тип щелочности калинатровый,
подтип наipn-калиевый. Глубина формирования комплекса гипабис-
сальная. Магнитная восприимчивость гранитов не поднимается выше
значений 7X10 6 СГС.
Тип акцессорной минерализации циркон-ильменит-турмалиновый.
Комплекс характеризуется редкоэлементной геохимической специали-
зацией, в частности молибденовой, висмутовой, оловянной. Следует от-
метить высокое, в 7—10 раз превышающее кларковое, содержание бо-
ра. К пермским образованиям комплекс отнесен условно.
Кульджуктаус к ий палеопрогиб
раннепалеозойского заложения
Среднеордовикский — раннесилурийский андезит-дацит-липаритовый
вулканический комплекс казакасуйской и учкудукской свит
Включает вулканогенные образования среднего—верхнего ордови-
ка (казакасуйская свита), верхней части верхнего ордовика (ойдынбу-
лакская свита), лландовери (янгиказганская свита) и нижнего венло-
ка (учкудукская свита) гор Кульджуктау. Вулканиты маломощны (не
более 2 -5% разреза) и распространены ограниченно, тяготея к зонам
региональных разломов — Шайдаразского, Кынгыртауского, Цент-
рально- и Ссверо-Кульджуктауского и др.
Отложения казакасуйской свиты, начинающие разрез комплекса,
прихрочены к ядрам антиклиналей и развиты главным образом по се-
i верному склону гор- Выходы, сгруппированы в узкие тектонически
I ограниченные полосы широтного и субширотного простирания (прило-
жение 1).
Основание свиты не вскрыто. Неполная мощность отложений около
61
туфов соответствующего состава преобладают крпсталлокластические
разности (в обломках кварц, плагиоклаз, калишпат), связующая мас-
са которых обычно преобразована в серицит-кварпевый и хлорит-се-
рицит-кварцевый агрегат.
Петрохимический облик комплекса определяется развитием после-
довательно дифференцированного ряда пород от андезитов до липари-
тов, причем все они характеризуются перенасыщенностью, кремнезе-
мом высокой глиноземистостью, низкой титаиистостью, умеренной
общей железистостью, калинатровым типом (натри-калиевым подти-
том) щелочности.
Ранне-среднекаменноугольный кульджуктауский
габбро-гранитоидный комплекс
Включает гомодромную серию пород, объединяющую перидотиты,
лерцолиты, плагиолерцолиты, троктолиты, вебстериты, анортозиты, но-
риты. габбро-нориты, габбро и габбро-диориты, диориты и кварцевые
диориты, трондьемиты, гранодиориты и адамеллиты, граниты. Жиль-
ные породы комплекса образованы в два этапа: 1) аплиты, пегматиты,
граниты; 2) диабазы, диабазовые порфириты, микрогаббро. Комплекс
слагает интрузивные массивы: Бельтауский (или Тасказганскпй,
6,7 км2), Шайдаразский (11 км2), Таушанский (7,9 км2), Актостинский
(8,8 kmz), Шурукский (5,1 км2), небольшие выходы (1,2 км2) в районе!
Дарбазагау (к западу от Шайдаразского интрузива), в Тозбулакском
интрузиве и его восточном экзоконтакте, в северном экзоконтакте
Восточно-Кынгырского интрузива (приложение I),
Бельтауский, Шайдаразский и Таушанский массивы существенно
габброидные, Актостинский и Западно-Кынгырский — гранитоидные.
Ио отношению к складчатым структурам района массивы кульджук-
тауского комплекса ведут себя по-разному. Бельтауский интрузив пред-
ставлен воронкообразным телом, в процессе образования которого ве-
дущая роль принадлежала процессам кристаллизационной и гравита-
ционной дифференциации на месте становления массива, фиксирующим
спокойную тектоническую обстановку его стабилизации. Именно такой
обстановкой можно объяснить характерную расслоенность массива и
развитие в связи с ним небольших пластовых ультраосновных тел,
имеющих кумулятивное (по Г Г. Лихойдову, 1967 г.) происхождение
(рис. 4).
Шайдаразский и Таушанский массивы, в отличие от Бельта'-
ского, имеют линейную дайкообразную форму (представлены серией
сближенных в пространстве дайкообразных тел, которые при картиро-
вании обычно суммируются, изображаются как монолитные вытянутые
тела), описывают складчатые структуры осевой части Кульджуктау.
как правило, согласны с окружающими их отложениями, т. е. являют-
ся соскладчатыми. Актостинский и Шурукский массивы вписываются
в ядра антиклиналей из отложений ордовика и нижнего кар-
бона (Актосты) и силура (Шурук). Ультраосновные породы наблю-
даются в виде шлирообразных тел среди различных габбро. Перидс
титы (нацело серпентинизированные) установлены только в предела”
Шайдаразского массива, где образуют небольшие тела среди норитов
и габбро-норитов.
Лерцолиты, плагиолерцолиты и троктолиты отмечены в Бельтау-
ском массиве, состоят из оливина — хризолита, моноклинного и ромби-
ческого (бронзит) пироксена, обыкновенной зеленой роговой обманки,
керсутита и биотита, небольшого количества лабрадора.
В составе троктолитов резко доминирует хризотил, подчиненное
64
Рис. 4, Схема геологического строения Всльтауского габброидною массива.
Составлена В. В. Барановым с использованием данных Г. Г. Лихойдова.
Ку.чьд.куктауский кошыетсс: 1 — таббро-пориты, 2— диориты и кварцевые диориты. 3 — uei митоидиос габбро, \ лерцолиты
и платоЛерцолнтьг, 5 — анортозиты и. полосчатое габбро, (j — лейкократовое габбро, 7 — габбро с титан-авгитом, 8 роюво
обмапкоиое габбро, 9 — мпкрогаббро и кварцевое мпкрогаббро, 10 — гратпгтоиды. Ннжннн и rpe.puiii девон:_11 — до юлпны и
до томитлзпроиаипые известняки, 12 — известняки, 13 ме юные отложения. И — четвертичные or шагення, 13 — тела ipaipuioB,
Ki — граница фацна лягых разновидностей Табброи и>в, 17 — тектонические пару iihhiiih
значение имеет оитовнит, спорадически встречаются клинопироксен,
амфибол и биотит. Ппроксениты (Шайдаразский массив) представле-
ны преимущественно авгит-гпперстеновыми вебстеритами, реже встре-
чаются существенно клинопироксеновые и плагиоклазсодержащие
разновидности. Нориты и габбро-нориты характеризуют Шайдаразский
и Бельтауский интрузивы, авгитовые и амфиболовые габброиды разви-
ты во всех массивах и слагают Таушанский интрузив. Габброиды ком-
плекса состоят из плагиоклаза (лабрадора —- битовнита), диопсид-
авгита, титанистого авгита, гиперстена, амфибола представленного ак-
тинолитом, керсутитом и сине-зеленой обыкновенной роговой обманкой.
Структура преимущественно офитовая, пойкилоофптовая, в связи с
чем их точнее было бы называть габбро-диабазами.
В приконтактовых зонах габброиды, как правило, окварцованы. В
крупных телах Шайдаразского и Таушанского массивов окварцевание
распространяется на расстоянии 30—40 м от контакта с вмещающими
породами. Маломощные тела нередко охвачены окварцеванпем на
всю их мощность, причем в Шайдаразском массиве окварцованные
габбро встречаются значительно чаще, чем в Таушанском. Кварц в
измененных габбропдах развит всегда интегранулярно, как бы пропи-
тывает межзерновые промежутки плагиоклаза, вытесняя из них цвет-
ные минералы, имеет угловатую форму интерстиций. Структура изме-
ненных таким образом габброидов может быть названа кварц-офиго-
вой Окварцевание габбро сопроовождалось процессами декальфицика-
ции плагиоклаза с образованием альбита, карбоната, соссюрита. Ок-
варцеванию сопутствовали актинолитизация пироксена и роговой об-
манки, развитие новообразований хлорита, эпидота и пренита, причем
эти процессы происходили позднее, чем окварцевание и служили своего
рода репером, указывающим на связь характеризуемых изменений
габроидов с формированием кульджуктауского комплекса.
В составе отмеченных выше пород в краевых частях Бельтауского
массива встречаются шлиры пегматоидных разностей.
Анортозиты и лейкогаббро слагают пластовую залежь в центре
Бельтауского интрузива. Состоят из анортита, клинопироксена, амфи-
бола, биотита, карбоната. Структура аллотриоморфнозернистая, мес-
тами пойкилитовая. Лейкогаббро — переходная порода между авгито-
вым габбро и анортозитами.
Гранитоиды кульджуктауского комплекса слагают Актостинский и
Западно-Кынгырский интрузивы, а также ксенолиты-останцы в Тозбу-
лакском интрузиве и субсогласные дайкообразные тела, сопровож-
дающие габброиды Шайдаразского и Таушанского массивов-
Диориты представлены несколькими телами, расположенными в
северной экзо- и эндоконтактовой зоне Заиадно-Кынгырского интру-
зива. Размер их от 0,1X1,2 до 0,2X1,8 км. Тела экзоконтакта морфо-
логически определяются как силлы.
Диориты состоят из плагиоклаза двух поколений (1—порфировнд-
ного изомегричного соссюритизированного с прямой зональностью
среднего-основного андезина и олигоклаз-андезина, 2 — пластинчатом
слабо зонального кислого андезина главной массы породы), синевагс-
зеленой обыкновенной роговой об.манки и красновато-коричневого кср-
сутитовидного амфибола, небольшого количества кварца и сильно ко-
леблющихся содержаний микроклина, развитого в породе интсрграну
-лярно. Состав эндоконтактовых тел диоритов отклоняется до мпкро-
.клинсодержащих кварцевых диоритов и кварцевых сиенодиорптов. Из
66
вторичных минералов в породе довольно много хлорита и эпидота..
Основная структура диоритов порфировидная призматическизерни-
стая.
Трондьемиты, гранодиориты и адамеллиты представляют наиболее-
распространенную разновидность гранитоидов комплекса, слагают
почти весь Актостинский массив и большую часть Шурукского, имеют-
ся также в Тозбулакском, Шайдаразском и Таушанском. Гранитами
сложено два узких вытянутых в меридиональном направлении тела-
до 0,3 X11,6 км, залегающих в рамках Актостинского массива.
Петрографически гранодиориты, трондьемиты, адамеллиты и гра-
ниты очень близки друг к другу. Плагиоклаз в них образует порфи-
ровпдные выделения изометричной формы и с прямой зональностью (в
ядре кислый андезин, на краях зерен средний олигоклаз). Амфибол
аналогичен амфиболу габбро, диоритов и кварцевых диоритов, частич-
но биотитизирован, хлоритизирован. Биотит коричневый, местами дает
шлировые мелкочешуйчатые агрегаты. Микроклин микро- и крипто-
пертит распределен в породе неравномерно (обусловливая колебания
количественного минерального состава от трондьемитов до плагио-
микроклиновых адамеллитов и гранитов). Кварц интергранулярный.
Структура порфировидная призматическизерннстая (кварц-офитовая).
Породы ранней группы жильных пород — аплиты, пегматиты и
граниты — в кульджуктауском комплексе распространены ограничен-
но и в основном приурочены к гранитоидным телам. Мощность их
обычно не более 0,3 м, протяженность до 40 м. Микропегматитовый
кварц графических зон и участков из этих жильных пород составляет
не более 30 об. %• Поздняя группа жильных пород развита слабо. Дай-
ки не образуют скоплений или пучков и почти повсеместно пространст-
венно приурочены к выходам фазовых образований комплекса. Они
имеют в основном близкое к широтному простирание, в прилегающих
к массивам вмещающих породах ведут себя как силлообразные залежи.
Мощность даек 0,8—3,0 м, протяженность до 1,5 км.
Петрохимические данные показывают закономерные изменения со-
става подразделений комплекса от ультраосновных и наиболее ранних
его пород к кислым и поздним. Прежде всего это последовательное
возрастание общего содержания в породах кремнекислоты, калия,
натрия и общей железистости. При анализе химизма основных пород
комплекса выявлены некоторые важные различия между габброидами
Бельтауского, Шайдаразского и Таушанского масивов. Оказалось, что
-аббро Бельтау наиболее титанистые и калиевые. Наиболее низкоти
инистые и малокалиевые габброиды Шайдаразского массива, а габ-
бро Таушанского интрузива по значениям этих параметров занимают
промежуточное положение между двумя первыми. Характерно, что
породы указанных массивов ясно разделились по концентрации каль-
ция. Наиболее кальциевыми оказались габбро Шайдараза, менее —
Бельтау и Таушана. Однако по суммарному содержанию железа
объединились породы Бельтау и Шайдараза с более высокими значе-
ниями относительно Таушанского массива. По количеству натрия по-
роды этих массивов практически неразличимы. Гранитоиды комплекса
по типу щелочности калинатровые (подтип преимущественно натри-ка-
лиевый). Они устойчиво содержат в нормативном составе корунд, чем:
отличаются от внешне сходных с ними гранитов более молодого тоз-
булакского комплекса. Комплекс формировался в условиях, отвечаю-
щих мезоабиссальным фациям глубинности.
67
Магнитная восприимчивость пород в целом низкая, в неизменен-
ных габбро и гранитоидах обычно не поднимается выше 50-10 ‘6 СГС.
В. В. Баранов и др. указывают, что в измененных сульфидизирован-
ных габбро и ультрабазитах магнитная восприимчивость местами рез-
ко возрастает до 840X10 ~6СГС (габбро) и 8600ХЮ’6СГС (перидоти-
ты, лерцолиты, ппроксениты), причем это повышение обязансх глав-
ным образом увеличению в них содержаний пирротина.
Гии акцессорной минерализации ультрабазитов пирротин-графит-
магнетитовый, габброидов — пирротин-апатит-ильменитовый, грани-
тоидов — циркон-апатит-ильменитовый-
В породах кульджуктауского комплекса установлены повышенные
относительно кларка содержания ванадия, хрома, кобальта, никеля,
меди и золота.
Металлогения комплекса весьма разнообразная. В. В. Баранов и
др. обращают внимание на связь с ним волластонитовой, графитовой,
цеолитовой, сульфидной медно-никелевой и золото-платиновой мине-
рализации.
Промышленные концентрации графита (месторождение Тасказган)
располагаются в Бельтауском габброидном массиве, приурочиваясь к
контакту габбро с вмещающими их известняками. Цеолитовая мине-
рализация пространственно тяготеет к зонам графитизированных, под-
вергшихся гипергенным изменениям, габброидов. Сульфидная медно-
никелевая — связана в основном с Бельтауским массивом, но встре-
чается также в Шайдаразском и Таушанском. Представлена двумя
генетическими типами оруденения: 1) магматической (сингенетичная)
вкрапленностью в ультрабазитах и габброидах, 2) гидротермальной
вкрапленностью никель-, кобальт-, и медьсодержащих сульфидов в
зонах гидротермально-метасоматической проработки графитизирован-
ных габбро. О повышенной золотоносности комплекса, обозначенной
положительной геохимической специализацией, можно судить по на-
личию в габбро Бельтауского и Таушанского массивов золотосодержа-
щих кварцево-сульфидных жил, приуроченных к зонам графитизации.
Из элементов платиновой группы в габброидах комплекса обнаруже-
ны платина, палладий и родий, приуроченные к скоплениям сульфи-
дов в графитизированных габбро (Бельтау). Рудообразующие суль-
фиды Бельтауского интрузива несут в себе повышенные концентрации
селена и теллура
Согласно В. В. Баранову и др., детально изучавшим минералоги-
ческие особенности кульджуктауского комплекса, район Бельтауского
интрузива вырисовывается как объект, перспективный на комплекс
нерудных и рудных полезных ископаемых. По их аргументированному
мнению, здесь следует продолжить дальнейшие исследования прикон-
тактовых гранат-пироксен-волластонитовых скарнов, цеолитов как до-
полнительной составляющей комплексных нпкель-кобальт-графитовых
руд месторождения Тасказган и экзогенной цеолитовой минерализа-
ции в залегающих на Бельтауском массиве мезо-кайнозойских отло-
жениях. Кроме того, несомненный интерес на этом объекте представ-
ляют проявления первично магматической золото-платиновой (с при-
месью селена и теллура) минерализации, связанные с зонами сульфи-
дизации габброидов.
Форма интрузивных массивов кульджуктауского комплекса, харак-
тер соотношений их со структурой вмещающих пород, петрохимичес-
кие особенности приводят к мысли о необходимости расчленения слож-
нопостроенного кульджуктауского комплекса на три субкомплекса,
соответствующие трем главным существенно габброидным интрузив-
68
ным массивам Кульджхктау — шайдаразский, таушанский, бельтау-
ский. Первый и второй характеризуются как соскладчатые (ранне-
складчатые) образования, третий — как образование скорее плат-
форменного типа (воронкообразный дифференцированный плхтон).
Различные соотношения с вмещающими породами, несомненно^ ука-
зывают на некоторый хронологический разрыв в формировании этих
составных частей кульджуктауского комплекса. Здесь возможно сле-
дующее предположение: Шайдаразский и Таушанский массивы обра-
зованы несколько раньше Бельтауского, стабилизация которого, по-
видимому, была связана с предорогеннон «паузой» герцпнского тек-
тоно-магматического цикла.
Общая картина геологического и петрохимического развития кульд-
жуктауского комплекса очень напоминает эволюцию базальтопдных ка-
линатровых габбро-гранитовы.х (бельтауский субкомплекс) и габбро-
диорит-гранитовы.х (шайдаразский и таушанский субкомплексы) ас-
социаций. Вторая из них, как известно, характеризует «переходные»
п «островодужные» стадии развития геосинклинальных циклов, а пер-
вая — поздние (континентальные) стадии, по особенностям магматиз-
ма близкие к платформенным. Наличие петрографических и петрохи-
мических связей между всеми подразделениями кульджуктауского
комплекса заставляет считать их производными единой, по-видимому,
континентальной толеитовой магмы. Возраст габброидов Кульджук-
тау долгое время считался ранне- среднекаменноугольиым или сред-
не ка м ен ноугол ьн ы м.
С 1978 г- после геологосъемочных работ Я. Б. Айсанова и др., вы-
деливших прорываемую габбропдамп камыстинскую свиту (средний —-
верхний карбон), кульджуктауский комплекс стали относить к поздне-
карбоновым образованиям. Учитывая слабую палеонтологическую
о.характеризованность камыстинской свиты и весьма интенсивную тек-
тоническую нарушенность района ее сочленения с габброидами Шай-
дараза, авторы пришли к заключению, что при определении возраста
комплекса надо исходить из следующих положений.
1.	Породы кульджуктауского комплекса более древние относи-
тельно гранитов тозбулакского комплекса, которыми они отчетливо
прорываются и контактово метаморфизуются.
2.	Возраст тозбулакских гранитов по радиологическим данным не
моложе верхнего карбона.
3.	Радиологические данные по кульджуктаускому комплексу, ко-
леблющиеся от 279 до 310 млн. лет (калий-аргоновый метод, биотиты,
амфиболы, ВСЕГЕ1Т) следует считать несколько омоложенными, что
вызвано, по-видимому, сильнейшим автометасоматозом рассматривае-
мых пород.
Среднекаменноугольный тозбулакский сиенодиорит-
лейкогранитовый комплекс
К комплексу отнесены Тозбулакский и Восточно-Кынгырский инт-
рузивы, а также некоторые небольшие по размеру факолитообразные
тела и штоки в районах расположения Шайдаразского и Таушанского
интрузивов (приложение 1). Тозбулакский интрузив — самый круп-
ный в Кульджуктах, занимает около 50 км2. Захватывает ядрои южное
крыло сильно разбитой разломами антиклинальной складки, фикси-
руя зону сочленения разрывных нарушений различного направления.
Это неглубоко вскрытое эрозией интрузивное тело, содержащее в юго-
69
восточной и северо-западной частях массива оольшое количество ксе-
нолитов пород кровли, изобилующее в этих местах апофизами и са-
теллитами.
Восточно-Кынгырский интрузив приурочен к южному крылу Кын-
гыртауской антиклинали. Его обнаженная площадь 5,5 км2. Геофизи-
ческие данные указывают на изометричную (штокообразную) форму
плутона, эрозией вскрыта лишь его небольшая северная часть. Вме-
щающие породы этих массивов — преимущественно карбонатные от-
ложения силура и девона. Реже наблюдаются контакты (Тозбулак-
ский интрузив, небольшие факолиты и штоки восточной части Куль-
джуктау) с терригенными породами ордовика, силура и нижнего-
среднего карбона.
Внутреннее строение тозбулакского комплекса несложное. По-види-
мому, его ранним подразделением являются средне- и крупнозерни-
стые порфировидные биотит-амфиболовые кварцевые сиенодиориты и
гранодиориты Восточно-Кынгырского интрузива. Позднее образова-
лись граниты Тозбулакского интрузива и мелких тел и штоков вос-
точной части Кульджуктау. Сначала были интрудированы крупнозер-
нистые слабо порфировидные амфибол-биотитовые граниты (главная
фаза), затем среднезернистые равнозернистые биотитовые граниты
(дополнительная фаза), а вслед за ними жильные граниты, аплиты и
пегматиты. В связи с гранитами главной и дополнительной фаз широ-
кое распространение в Тозбулакском интрузиве получили сиенитовые
фации пород-
Среди сиенптоидов различаются нефелиновые сиениты, сиениты,
кварцевые сиениты и граносиениты. Все они —- эндоконтактовые фа-
ции гранитов, обволакивают неширокой (до 100—150 м) прерывистой
каймой Тозбулакский интрузив, а также слагают небольшие сателли-
ты в его экзоконтакте. Во многих местах установлены постепенные
переходы от сиенитов к граносиенитам. а от них к гранитам и ада-
меллитам. В восточной части массива эти переходы следующие: доло-
мито-известняковый мрамор — кварцолитовып (обогащенный квар-
цем) гранит (12 м) — амфибол-биотитовый мезократовый кварцевый
сиенит и граносиенит (25 м) — амфибол-биотитовый (существенно-
биотитовый) средне- и крупнозернистый гранит.
Кварцевые сиенодиориты Восточно-Кынгырского массива состоят из
равномерно распределенных по всей площади идиоморфных вкраплен-
ников (средний размер 3—4Х 1,5 см) микроклин-микропертита (со-
держание альбита до 55%), сосредоточенных в главной массе породы,
слабо зонального кислого андезина, обыкновенной зеленой роговой
обманки, буро-коричневого с зеленоватым отливом биотита, акцессор-
ных сфена, апатита, циркона, ортита, ильменита. Структура главной
массы породы призматическизернистая, осложненная пойкилобласто-
вой и гранолепидобластовой. Повсеместно более или менее равномер-
но кварцевые сиенодиориты сопровождаются шлировидными телами
меланократового облика, размер их от первых сантиметров до пер-
вых метров в поперечнике. По составу обособления (автолиты) отве-
чают кварцевым и кварцсодержащим монцонитам, в минералогиче-
ском отношении полностью изофациальны вмещающим их кварцевым
сиенодиоритам.
Граниты главной фазы, занимающие не менее 80% площади Тоз-
булакского интрузива, состоят из плагиоклаза со слабо заметной пря-
мой зональностью и составом, изменяющимся от кислого олигоклаза
до кислого андезина, решетчатого микроклин-пертита (содержание-
70
альбитового компонента до 55%), кварца (представленного пнтергра-
нулярными зернами породообразующей генерации, зернами пойкили-
товых включений в калпшпате. вростками мирмекита), густо-зеленой
обыкновенной роговой обманки, темно-бурого биотита, акцессорных
аплита, циркона, ортита, монацита. Граниты дополнительной
фазы отличаются от средне- и крупнозернистых гранитов почти пол-
ным отсутствием роговой обманки, более кислым составом плагиокла-
за (альбит-олигоклаз) и повышенным содержанием кварца. При сие-
нитизации эндоконтактовых гранитов в них наблюдается: 1) интенсив-
ное замещение микроклина альбитом с образованием антипертита,
2)деанортизация плагиоклаза, 3) десилицификация породы, 4) увели-
чение содержания густо-зеленого амфибола (гастингсит).
Три известных выхода нефелиновых сиенитов пространственно при-
урочены к полосе-прокладке мраморов субширотного простирания в
центральной части Тозбулакского интрузива. Наиболее крупный цент-
ральный контур распространения нефелиновых сиенитов имеет в попе-
речнике 200X150 м, причем состоит из ряда тел, не превышающих
45X60 м. Почти все тела находятся в контакте с девонскими мрамо-
рами. Останец мраморов обнаружен также около нефелиновых сиени-
тов района урочища Тозбулак.
I Типовой разрез от нефелиновых сиенитов к гранитам: негЬелино-
вый сиенит — канкринитовый сиенит (5,0 м) — щелочной либенери-
товый (с корундом) сиенит (4,5 м) — резкий контакт — окварцован-
ный гранит (0,3 м) — амфиболовый гранит (1,5 м) — амфибол-био-
гитовый гранит. Пространственная ассоциированность нефелиновых
сиенитов с карбонатными породами и реакционные соотношения с
гранитами, в частности возникновение зоны окварцевания по перифе-
рии сиенитов, позволяют сделать заключение о метасоматической
природе нефелиновых сиенитов, поставить их в один ряд с прочими
метасоматическими сиенитоидами Тозбулакского массива.
Нефелиновые сиениты сложены микроклин-пертитом (содержание
ыьбига 36%). альбитом, нефелином, темно-бурым или черно-зеленым
феррогастингситом, густо-зеленым эгирин-авгитом, густо-зеленым (до
черного) биотитом. Из акцессорных минералов типичны магнетит,
шпинель (герцинит), корунд, циркон апатит.
1 руппа жильных пород тозбулакского комплекса представлена
немногочисленными пегматитовыми, аплитовыми и лейкогранитовыми
.килами мощностью от 3,0—5,0 см до 0,5—1,2 м и протяженностью до
130— 50 м. Как правило, они нс выходят за пределы интрузивных тел.
Из петрохимических особенностей комплекса отметим общий повы-
шенный калиевый фон щелочности фазовых подразделений, опреде-
ляющий их принадлежность к калинатровому (подтип натри-калиевый)
ч калиевому типам. Характерно сходство адамеллитов и гранитов Тоз-
ллакского массива и их краевых фациальных разновидностей (квар-
цевых сиенитов, сиенитов и нефелиновых сиенитов) по суммарному
содержанию железа, почти не обнаруживающему направленной из-
менчивости концентраций от количества в породах кремнекислоты и
кальция.
По степени водонасышенности тозбулакские граниты представляют
маловодный тип пород, их формирование происходило на мезоабис-
„альных глубинах.
Магнитная восприимчивость в центральных негибридизированных
разностях пород 8-10-6 СГС (граниты) — 18.10-6 СГС (кварцевые сие-
• циоригы). В сиенитоидной фации магнитная восприимчивость в
71
среднем 18'10-6 СГС, в нефелин-сиенитовой фации она резко возра-
стает до значений (2244'10-6 СГС), свойственных сильно магнитной
группе интрузивных пород. Тип акцессорной минерализации в грани-
тах главной и дополнительной фаз комплекса циркон-монацит-ортито-
вый, в кварцевых сиенодиоритах Восточно-Кынгырского массива —
сфен-циркон-ортитовый (с апатитом и ильменитом), в фации сиени-
тов, кварцевых сиенитов и граносиенитов преимущественно циркон-
ортитовый, а в нефелиновых сиенитах — циркон-апатит-магнетитовый
(с корундом и шпинелью).
Из элементов-примесей в породах комплекса заслуживают внимания
литий, рубидий и цезий, в 1,5—4 раза превышающие кларковые кон-
центрации для гранитоидных пород. Кроме того, в кварцевых сиено-
диоритах Восточно-Кынгырского массива отмечаются повышенные со-
держания ванадия, хрома, кобальта и никеля, свидетельствующие о
базальтоидной! природе комплекса. Практически значимого орудене-
ния в связи с тозбулакским комплексом нс установлено. К нему сле-
дует относить только проявление лепидолитовых пегматитов в восточ-
ной части Кульджуктау. Я- Б. Айсанов и А. И. Егоров указывают, чтс
в зонах альбитизации и грейзенизации тозбулакских гранитов наблю-
даются повышенные редкометалльность и редкоземельность. Прежде
чем рассматривать данные о возрасте, тозбулакского комплекса, необ-
ходимо отметить его геолого-петрографические и петрохимические свя-
зи с предшествующим кульджуктауским комплексом. Они вместе с фи-
нальной герцинской ассоциацией района — центрально-кульджуктат-
ским одинит-диорит-гранитоидным дайковым комплексом — образуют
единую парагенетически связанную группу' пород с характерными
признаками преемственности состава, указывающими на их происхож-
дение за счет единого источника континентальной толеит-базальтово.;
магмы. Характерно, что кульджуктауский и центрально-кульджуктаь
ский комплексы, разделенные во времени тозбулакским, содержат в
составе петрохимически и петрографически эквивалентные и близкие
породы. Если бы между этими ассоциациями не существовала тозбу-
лакская «прокладка», центрально-кульджуктауский комплекс можно
было бы рассматривать как жильную группу пород (дайки II этапа)
кульджуктауского.
Интрузивы тозбулакского комплекса, несомненно, послескладчатые
формировались в условиях консолидированной структуры и по этому;
признаку ближе всего стоят к бельтаускому субкомплексу кульджук-
тауского комплекса, с которым, возможно, образуют единую непре-
рывную габбро-гранитную природную ассоциацию. Наличие довольна
значительной по объему ранней сиенодиоритовой фазы, несущей авто-
литы более основного состава, также подтверждает вероятность связ"
данного комплекса с основными породами гор Кульджуктау. При это>
необходимо учесть также геохимические данные, указывающие на обо-
гащенность кварцевых сиенодиоритов и заключенных в них автолитов
элементами группы железа и, следовательно, на их базальтоидное nf i-
исхождение. Данные о тесном родстве герцинских интрузивных ассо-
циаций Кульджуктау, несомненно, свидетельствуют и об их возрастной
близости.
Но соотношениям с вмещающими отложениями таушанской сви-
ты возраст тозбулакского комплекса устанавливается как посленижм
карбоновый. Радиологические данные колеблются от 262+8 д(
338 + 20 млн. лет. Наиболее древние значения 292—338 млн. .т.
(калий-аргоновый метод, ВСЕГЕИ) получены по амфиболам сие-
нитов и нефелиновых сиенитов Тозбулакского и кварцевым сиенмио-
72
ритам Восточно-Кынгырского массивов. Этими значениями зафикси-
рован среднекарбоновый возраст пород.
Среднекаменноугольный центрально-кульджуктауский одинит-
диорит-гранитоидный (лайковый) комплекс
Развит по всей площади горного поднятия Кульджуктау. Наиболь-
шая концентрация даек отмечается в районе Тозбулакского интрузи-
ва (приложение I). Они образуют здесь обширное лайковое поле
(6X14 км), которое по особенностям внутренней структуры распа-
дается на два пучка простраственно совпадающих с северо-западной и
юго-восточной частями Тозбулакского интрузива, включая его прикон-
тактовые зоны. На северо-западе пучок даек рассекает тело интрузива
и породы экзоконтакта с северо-востока на юго-запад, веерообразно-
раскрываясь к западу и югу. На юго-востоке характерно приближаю-
щееся к дугообразному расположение даек с выпуклостью, обращенной
п запад-северо-западу. Простирание их здесь изменяется от юго-запад-
ного (северо-восточного) до меридионального. Плотность даек в Тозбу-
лакском поле достигает 4—5 на 1 пог. км; мощность до 10 м, протяжен-
ность от 290 м до 4 км. Широко распространены дайки диоритовых'
порфиритов и микродиоритов, в меньшей степени представлены грано-
днорит-порфиры, спессартиты, одиниты.
Маломощные пучки даек известны к востоку от Бельтауского и
1аушанского интрузивов. Преобладающее простирание северо-восточ-
ное (изменяющееся до восток-северо-восточного), секущее по отноше-
нию к структуре вмещающих пород. Здесь доминируют спессартиты,,
встречены единичные дайки кварцевых диорит-порфиритов, диоритовых,
порфиритов, микродиоритов, изредка наблюдаются одиночные дайки
диабазовых порфиритов.
Регионально распространены дайки спессартитов, в общем равномер-
но рассеянные по всему пространству гор. Они заполняют системы
ортогональных и диагональных трещин. Мощность даек от 0,3 до 10 мг
протяженность до 3 км.
г Дайки комплекса образованы в следующей возрастной последова-
тельности (от ранних к поздним): 1)роговообманковые микродиори-
ты, 2) лампрофировидные диоритовые и диабазовые порфириты, оли-
виновые одиниты, 3) кварцевые диорит-порфириты и диорит-порфи-
риты, 4) гранодиорит-порфиры, 5) гранит-порфиры, 6) лампрофиры
(спессартиты). Особенность внешнего вида всех петрографических ти-
пов даек — меланократовый облик.
Роговообманковые микродиориты состоят из плагиоклаза (кислый
андезин, который судя по обилию продуктов деанортизашш принадле-
жал более основному плагиоклазу), светло-буровато-зеленого акти-
нолита (частично хлоритизирован с выделением лейкоксена, содер-
жит реликты более густоокрашенного амфибола), микроклина (при-
сутствует в незначительном по сравнению с плагиоклазом количестве,
размещен в плагиоклаз-амфиболовых интерстициях, политизирован),
I небольшого количества кварца (образующего с калишпатом местами
в интерстициях породы микропегматитовые и гранофировые срастания),
акцессорных титаномагнетита, сфена, апатита. Структура породы приз-
матическизернистая, осложненная гранофировой-
Одиниты, спессартиты, лампрофировидные диорит-порфириты имеют
одинаковый минеральный состав. Лампрофировидные диорит-порфи-
риты отличаются от спессартитов лишь присутствием в фенокристах
плагиоклаза, а от одинитов — отс\ тствием пироксена и оливина. Оди-
73
ниты отличаются от спессартитов доминирующей ролью пироксена в
составе вкрапленников. Плагиоклаз, находящийся в порфировых вы-
делениях, деанортизирован до альбит-олигоклаза, реже андезина. Ам-
фибол часто зональный — центральная часть зерен образована бурова-
то-зеленой обыкновенной роговой обманкой, краевая окрашена в более
светлые буровато-зеленые тона, относится к промежуточному члену
ряда актинолит — обыкновенная роговая обманка. Пироксен принад-
лежит к диопсид-авгиту. Оливин, встречающийся только в одинитах,
псевдоморфно замещен микрозернистым агрегатом карбоната. В резко
подчиненном количестве присутствуют кварц и калинатровый полевой
шпат (альбита 43%). Структура основной массы призматическизерни-
стая.
Кварцевые диорит-порфириты состоят из вкрапленников плагиокла-
за, амфибола, кварца и очень редкого калинатрового полевого шпата,
догруженных в тонкозернистую основную массу. Плагиоклаз вкрап-
ленников зональный: состав зон колеблется от среднего андезина до
кислого лабрадора- Амфибол присутствует в виде буровато-синевато-
зеленой разновидности (соответствует обыкновенной роговой обманке,
которая замещается амфиболом актинолит-роговообманкового ряда) и
керсутитовидного амфибола, окрашенного в коричневые тона. Фено-
кристы калинатрового полевого шпата (содержание альбита 43—46%)
имеют оплавленную форму и хорошо заметное пертитовое строение.
Акцессорные минералы представлены лейкоксенизированным сфеном,
ильменитом, магнетитом, апатитом, цирконом, гранатом. Основная
масса тонкозернистая гипидиоморфнозернистая, местами кварц и ка-
.лишпат в ней образуют тонкие микропегматитовые срастания.
Гранодиорит-порфиры. Вкрапленники породы представлены плагио-
клазом, амфиболом, кварцем, калишпатом. Калинатровый полевой
шпат — ортоклаз-криптопертит (альбита 32%) составляет незначи-
тельную часть породы. Плагиоклаз—олигоклаз-андезин, в значительной
мере деанортизирован. Амфибол представлен зернами зонального
строения: центральная часть выполнена густо-окрашенной сине-зеле
ной обыкновенной роговой обманкой, краевая — желтовато-зеленым
амфиболом, также принадлежащим обыкновенной разновидности.
Кварц наблюдается в виде линзовидно-округлых зерен, вокруг которых
местами заметна микропегматитовая кайма. Биотит дает единичные
чешуйки серовато-зеленого цвета. Из акцессорных характерен апатит.
Структура породы отчетливо порфировая, основная масса аллотрио-
морфнозернистая, участками микропегматитовая, состав ее кварц-
альбит-калишпатовый.
Гранит-порфиры. Вкрапленники породы состоят из микроклин-пер-
тита, кварца, плагиоклаза, биотита. Микроклин-пертит слагает наи-
большее количество вкрапленников. Плагиоклаз нацело серини-
тизирован, по периферии фенокристов наблюдается каемка мик-
ропегматита. Кварц образует мелкие округлые зерна до 1 мм, вокруг
которых иногда наблюдается слабо выраженная пегматитовая кайма.
Биотит темно-буро-коричневатый, большая часть зерен замещена хло-
ритом. Основная масса кварц-полевошпатовая. Структура ее гипидио-
морфнозернистая, местами дактилоскопическая, обусловленная микро-
пегматитовым прорастанием кварца и калишпата.
В данных химических анализов заметна пониженная против ожи-
даемой по содержанию в них кремнезема концентрация нормативного
кварца. При этом важно иметь в виду, что кварц отмечается практи-
чески во всех, даже самых основных разновидностях даек, а в грани-
тоидных генерациях, в частности в диоритовых порфиритах (всегда
74
кварцсодержащих), кварцевых диорит-порфиритах и гранодиорит-пор-
фирах является одним из ведущих минералов. В целом петрохимиче-
ские данные позволяют считать комплекс как производный толеито-
вого магматического резервуара.
Обособление гранофира начинается уже в самых ранних генера-
циях даек — микродиоритах, затем интрудируют более основные поро-
ды (одиниты), которые рассматриваются не как лампрофиры основ-
ных пород, а судя по значительным масштабам их проявления, как
эквиваленты диабазам (габбро). Дальнейшее го.модромное развитие
комплекса идет по пути увеличения в породах количесвта гранофира,
вплоть до содержания, отвечающего гранпт-порфирам. Характерно,
однако, что даже в самых лейкократовых дифференциатах содержание
ортоклаза невысокое (15% ), в других кислых подразделениях оно нахо-
дится примерно на том же уровне- Тип щелочности гранитоидной ча-
сти комплекса калинатровый, близкий к малокалиевому. По сравнению
с кульджуктауским и тозбулакским комплексами общее содержание
щелочей в породах центрально-кульджуктауского комплекса понижен-
ное, что обычно для поздних жильных пород интрузивных (гранитопд-
ных) ассоциаций, генерируемых так называемой истощенной (оста-
точная) магмой. 1\ числу опознавательных петрохимических призна-
ков относится повышенное содержание в породах нормативного магне-
тита (от 1,9 до 5,0%), ильменита (до 1,8%). Результаты спектральных
и химических анализов даек центрально-кульджуктауского комплекса
показывают повышенные.-, относительно кларкового содержания кобаль-
та, никеля, ванадия, меди и цинка. .Магнитная восприимчивость пород
очень низкая, не поднимается выше 66 10 6СГС в породах более высо-
кой основности всегда выше, чем в гранитоидах (7—23’10 6 СГС).
Центрально-кульджуктауским комплексом завершается сложнопо-
строенная и, по-видимому, относительно длительно развивавшаяся
интрузивная серия района, различные подразделения которой связаны
парагенетически, посредством общего магматического очага континен-
тальной толеитовой магмы. Так как завершающее подразделение- по-
видимому, не может быть оторвано во времени от предшествующих ему,
центрально-кхчпьджуктауский комплекс следует рассматривать в еди-
ных хронологических рамках с тозбулакским. Вероятность этого под-
тверждается радиологическими значениями возраста 300—316 млн.
лет (калий-аргоновый метод, амфиболы, ВСЕГЕИ)
Каратауский палеопрогиб
раннепалеозойского заложения
Раннесилурийский сармичский диабаз-диорит-гранитоидный комплекс
Прослеживается в виде дайкового пояса протяженностью до 100 км
шириной до 10 км вдоль южных склонов Южно-Иурагинского хребта.
Ранее большинство исследователей района включали сармичский
комплекс в состав мальгузарского, развитого в основном в Северо-Ну-
ратннских горах и являющегося его возрастным аналогом. При состав-
лении карты признано целесообразным обособить раннесилурийские
1 дайки Южного Нуратау в самостоятельный сармичский комплекс. В
нем установлены следующие разновидности пород: диабазы, диорито-
вые порфириты, в том числе лампрофировидные, гранодиорит-порфп-
ры, фельзитовые и кварцевые порфиры, грапит-порфиры. Мощность
даек и силлов сармичского комплекса обычно не превышает первых
метров, редко достигает 10—12 м, а протяженность колеблется от не-
скольких десятков метров до первых километров. Простираются они
75
главным образом в северо-западном направлении, преимущественно в
соответствии с простиранием вмещающих их раннесилурийских или
кембро-ордовикских отложений (приложение 2). Изредка встречаются
дайки широтного, еще реже — перпендикулярные к господствующему
простиранию вмещающих пород.
Морфологический тип большинства тел — пластовые залежи. Они
дислоцированы наравне с вмещающими породами и вместе с ними уча-
ствуют в образовании линейных складок, местами сильно сжатых, не-
редко опрокинутых, а затем растянутых, вследствие чего довольно ча-
сто, например, в бассейне р. Сармич, наблюдаются дайковые будинаж-
структуры. Многие тела несут на себе следы сильного катаклаза и рас-
слаивания- Вместе с вмещающими породами они метаморфизованы в
диапазоне филлитовой и зеленосланцевой фаций метаморфизма. Доми-
нирующий тип пород — диабазы, габбро-диабазы и диабазовые пор-
фириты. Гранитоиды имеют подчиненное значение, причем кварцевые
и фельзитовые порфиры заметно преобладают над кварцевыми диорит-
порфиритами и гранодиорит-порфирами.
Диабазы, габбро-диабазы и диабазовые порфириты, по-видимому,
связаны друг с другом постепенными переходами. Наиболее свежие
из них состоят из плагиоклаза (лабрадор), пироксена (реликтовый
диопсид — авгит, местами со слабо заметным розоватым оттенком),
обыкновенной зеленой роговой обманки, зеленовато-бурого биотита. В
интерстициях плагиоклаза и темноцветных минералов присутствует
кварц-олигоклазовый микропегматит, гранофир и кварц.
Сквозь вторичные изменения (деанортизация плагиоклаза, серици-
тизация. карбонатизация, цоизитизация, хлоритизация, актинолитиза-
цня амфибола, карбонатизация реликтов пироксена и др.) и тектониче-
ские преобразования заметны первичная офитовая и пойкилофитовая
структуры породы, комбинированные с микрографической. Дислоци-
рованность и метаморфизм сармичских пород способствовали преобра-
зованию первичных структур в катакластические и бластомилонито-
вые. С дайками диоритовых и кварцевых диоритовых порфиритов
обычно тесно ассоциируют в пространстве дайки лампрофировидных
днорит-порфиритов, возможно связанные с ними постепенными пере-
ходами. Минеральный состав пород следующий: плагиоклаз (в релик-
тах отвечающий андезину — кислому лабрадору), обыкновенная зеле-
ная роговая обманка (большей частью уралитизированная, актиноли-
тизированная, хлоритизированная), зеленовато-бурый биотиг. интер-
стиционные кварц и калинатровый полевой шпат. Просвечивающая
первичная структура — призматичсскизернистая, офитоидная и микро-
графическая (в межзерновых промежутках).
В гранодиорит-порфирах большее значение, чем в предыдущих по-
родах, получили калинатровый полевой шпат и доля микрографическо-
го (кварц-калишпатового) материала в основной массе. Кварцевые и
фельзитовые порфиры во вкрапленниках содержат кварц, плагиоклаз
(интенсивно серицитизированный, частью альбитизированный олиго-
клаз), калинатровый полевой шпат (микро- и криптопертит местами
решетчатого строения). Основная масса микрофельзитовая, частью
гранофировая. Эти дайки как и все ранее упомянутые подразделения
комплекса, катаклазированы, милонитизпрованы, рассланцованы.
Но химизму сармичские диабазы более всего соответствуют конти-
нентальным базальтам. Завершающие эту ассоциацию гранит-порфи-
ры. кварцевые и фельзитовые порфиры наследуют важнейшие петро-
химические черты ранних диабазов, в частности имеют пониженную
76
железистость и титанистость, характеризуются калинатровым типом
(натри-калиевым подтипом) щелочности.
Основные петрохимические отличия от мальгузарского комплекса
(см. «Нуратинский сегмент...») заключаются в том, что сармичские
породы заметно беднее титаном и железом, богаче калием, а диаба-
зы, кроме того, и кремнекислотой. Ассоциации, подобные сармичскому
комплексу, обычно проявляются в переходных условиях от стадии
островной дуги к поздней континентальной. Породы относятся в целом
к немагнитным образованиям (магнитная восприимчивость колеблется
от 0 до 97:10-6 СГС, в породах основных и повышенной основности обыч-
но выше, чем в кислых). К группе элементов, содержания которых в по-
родах комплекса превышают кларковые, относятся хром, тиган, строн-
ции, медь, висмут, мышьяк и золото.
В металлогеническом отношении комплекс интересен приурочен-
ностью к нему золотой минерализации. Геологическая изученность
лайкового пояса, образуемого комплексом, не во всех частях одинако-
ва. Учитывая металлогеническую роль комплекса, представляется, что
организация поисковых работ в полосе распространения сармичских
даек может увенчаться определенными успехами.
Возраст ассоциации определяется как додевонский по присутствию
галек почти всех разновидностей пород сармичского комплекса в де-
вонских базальных конгломератах района. Говоря об индивидуально-
сти сармичского комплекса и необходимости его обособления от выде-
ленного ранее мальгузарского, следует отметить, что в последнем наи-
более развиты диабазы, габбро-диабазы, кварцевые и фельзитовые
порфиры, а из промежуточных между ними типов известны только дио-
ритовые порфириты и гранодиорит-порфиры. В сармичском комплек-
се наряду с диабазами и ультракислыми подразделениями достаточно
широко распространены кварцевые диорит-порфириты. В том и дру-
гом комплексах не представлена группа пород, соответствующая ада-
меллитам.
Весьма существенны характерные различия между габброидами
этих ассоциаций (диабазами и габбро-диабазами): сармичские отно-
сятся к типу континентальных толеитов, мальгузарские тяготеют к ти-
пу континентальных оливиновых базальтов. Дифференциатами средне-
го и кислого состава унаследованы важнейшие петрохимические осо-
бенности этих двух типов базальтов. Поскольку сармичский и мальгу-
lapcKiin комплексы одновозрастны, можно думать, что отличия в их со-
ставе обусловлены разной степенью консолидации районов их распро-
странения (меньшей — в Северном Нуратау, большей -— в Южном).
Пермский каратауский адамеллит-гранитовый комплекс
Представлен крупным одноименным интрузивом (вскрытая эрозией
I «лошадь 165 км2, вытянут в широтном направлении на 30 км при
наибольшей ширине 8,0 км, значительная южная часть массива, фик-
сируемая геофизическими методами, перекрыта мезо-кайнозойскими
сложениями), двумя дайкообразными сателлитами (Сармичскими те-
лами) северо-западного простирания (протяженность до 300 м, мощ-
ность до 15—20 м), Халбашинским (6 км2), Четтыкскпм (12 км2), а
гжже небольшим Сартакчинским интрузивами (вытянут в ссверо-за-
Ясдвом направлении на 0,9 км при ширине до 0,5 км). Все массивы
тяготеют к южной окраине Южно-Нуратинского хребта.
Вметающие породы—алевролиты- песчаники, слюдисто-кварцевые и
риодисто-кремнистые сланцы, туфопесчаннки и туфоалевролиты сартбу-
77
лакской (нижний силур) свиты, которые в экзоконтактовом ореоле (ши-
риной до 1,0 км) Каратауского и Халбашинского интрузивов ороговико-
ваны (неподсредственно примыкающие к массиву роговики на мощ-
ность 200 м и имеют андалузит-мусковит-биотитовый и кордиерит-мус-
ковит-биотит-кварцевый состав, далее переходят в ороговикованные
узловатые слюдисто-кварцевые сланцы). Это один из наиболее простых
по строению интрузивных комплексов западной половины Южного
Тянь-Шаня, состоящий из двух пространственно разобщенных типов
пород — адамеллитов и гранитов.
Адамеллиты (среднезернистые порфировидныс биотитовые, изред-
ка амфибол-биотитовые) слагают Халбашинский и Четтыкский интру-
зивы, причем в последнем они по всей площади развития интенсивно
катаклазированы и милонитизированы.
Каратауский интрузив, Сармичские тела и Сартакчинский массив
сложены в основном гранитами, характеристика которых дается на
примере Каратауского интрузива. Главная интрузивная фаза — круп-
нозернистые преимущественно равнозернистые, иногда порфировпдные,
биотитовые граниты, по всей площади массива более или менее одно-
родные и только в 2,0 м от контакта с роговиками, переходящие в
мелкозернистые и более лейкократовые граниты. Дополнительная инт-
рузивная фаза представлена редкими пологозалегающими телами рез-
ко порфировидных биотитовых гранитов с мелкозернистой главной
массой. Размер залежей до 100 м в длину при мощности до 18 м. Да-
лее следуют мелко- и среднезернистые жильные лейкограниты, при-
уроченные в осовном к эндо-и экзоконтактовым зонам Каратауского
интрузива, однако нередко встречающиеся и среди гранитов главной
фазы. Форма лейкогранитовых тел преимущественно дайкообразная.
их обычная мощность не превышает 12 м, протяженность 0,3 км, от-
дельные тела достигают до 0,8X0,27 км. Позднее лейкогранитов
были образованы жильные гранит- и аплит-пегматиты (мощность до
3,0 м, длина до 0,4 км). Завершают комплекс редкие дайки адамеллит-
порфиров (мощность до 10,0 м, протяженность до 1,0 км, простирание
северо-восточное, падение крутое).
Ьиотитовые граниты главной фазы состоят из слабозональногс
плагиоклаза (в ядре и промежуточных зонах средний олигоклаз-кгк-
лый андезин, на краях кислый-среднчй олигоклаз), калинатровоп
полевого шпата-микропертита (микроклин с содержанием альбит -
вого компонента 40—45%), кварца (наблюдающегося в виде ксено-
морфных зерен породообразующей генерации, а также в виде состав-
ной части изредка встречающегося микроиегмагита и мирмекитовых
образований), темно-коричневого биотита, акцессорных циркона, апа-
тита, монацита, ксенотима, флюорита, граната, сфена, пирита, ильме-
нита. Структура гипидиоморфнозернистая, иногда осложненная микро-
пегматитовой и мирмекитовой. Порфировидные граниты дополнитель-
ной фазы очень близки по составу биотитовым гранитам главной, отли-
чаясь от них более мелкой размерностью зерен главной массы порода
и наличием участков микропегматита, развитого в центральной или
краевой частях порфировидных выделений калишпата, состоящего из
35% кварца и 65%пертитового калишпата.
Петрохимически каратауские гранитоиды очень близки к другим
одновозрастным адамеллит-гранитовым комплексам Южного Тянь-
Шаня, в частности к сарытаускому и северо-тамдынскому- Граниты
комплекса одни из наиболее кислых (среднее содержание кремнезема
в них 74,0 вес. %) и калиевых (в среднем 4,74 вес. % окиси калия, тип
щелочности калинатровый и калиевый). Кроме того, они характер!!-
78
зпотся повышенной глиноземистостью и общей железистостью (в сред-
нем 75%)- Петрографические и петрохимические данные свидетельст-
вуют о формировании комплекса в промежуточной гипо-мезозональ
ной фации глубинности.
Комплекс относится к немагнитным породам с низкой магнитной
восприимчивостью (4—К106СГС). Тип акцессорной минерализации
гранитоидов главной фазы турмалин-ксенотим-монацитовый, а жиль-
ных гранитов — турмалин-ильменитовый. В тех и других породах ча-
сто встречается касситерит. По сравнению с кларком гранитоицы за-
метно обогащены редкими щелочами, бериллием, висмутом, оловом,
[галлием, бором и фтором.
В металлогеническом плане комплекс рассматривается как олово-
носный. Исследования И. К- Лазарева (1971 г.) показали, что касси-
терит сосредоточен главным образом в зонах постмагматических из-
менений лейкократовых гранитов, пространственно тяготеющих к апи-
кальным частям массива. В настоящее время метасоматические фации
в большинстве размыты и наблюдаются лишь в виде останцов-релик-
тов на отдельных возвышенностях рельефа- На основании подсчетов
эродированного материала И. К. Лазарева приходим к выводу о том,
по в связи с мезозойской денудацией Каратауского интрузива из него
вынесено около 200 тыс- т. касситерита, некоторая часть которого, воз-
можно, сосредоточена в виде россыпей с промышленной концентра-
цией минерала. По-видимому, следует согласиться с рекомендацией
лого исследователя о необходимости изучения прибрежно-морских и
континентальных фаций меловых (и палеогеновых) отложений приле-
||?ющего к Каратаускому интрузиву района с целью выявления в нем
древнего россыпного олова.
В последнее время авторами обнаружен новый для этого района
гиг штокверкового кварцево-шеелитового оруденения, связанного с
апикальными выступами сателлитов Каратауского интрузива, что ста-
вит комплекс в ряд перспективных вольфрамоносных ассоциаций. В ши-
роком экзоконтактовом ореоле интрузива существуют предпосылки для
проведения геолого-поисковых работ, ориентированных на выявление
крытых сателлитов или воздыманий кровли плутона, сопровождаю-
щихся вольфрамовым оруденением.
Геологические соотношения указывают на последевонский возраст
мцлшлекса (он прорывает силурийский сармичский диабаз-гранитоид-
нып комплекс и известняки девонского возраста). Радиологические из-
«срения возраста (272 млн. лет, калий-аргоновый метод, биотит, ИГиГ
АП УзССР) позволяют рассматривать каратауский комплекс в числе
пермских интрузивных ассоциаций района.
Зиаэтдинский древний выступ
Раннерифейский щелочной липарит-базальтовый комплекс
каттармайской свиты
Каттармайская свига широко развита в гряде Каттармая Зиаэтдин-
оих гор- где установлены ее наиболее полные разрезы, обнажается на
лграбулакских высотах (Рабиджан) и в районе окраинной шовной
лны Южно-Тяньшаньской геосинклинали. Нижняя граница не вскры-
•а, верхняя тектоническая. В гряде Каттармая ею сложены северное
г.рыло и ядро субширотной антиклинали, южное крыло которой среза-
lb крупным региональным разломом. Прерывистая полоса выходов
Прослеживается на расстоянии до 50 км, от села Кутчи на востоке до
ьитодца Дорикуду к на западе. Свита расчленена на четыре подсвиты
79
суммарной мощностью 2800 м. Вулканогенные породы находятся в
первой и третьей и составляют около 15%. Для нижней подсвиты ха-
рактерны графитиегые альбит-слюдпетые сланцы, альбит-эпидот-акти-
нолитовые п глаукофановые ортосланцы, прослои метабазальтов, квар-
цитов п мраморов, которые по простиранию фациально замешают друг
друга. Протяженность прослоев десятки и сотни метров. Мощность
подсвиты до 7G0 м.
Вторая подсвита слагается графитпе гыми альбит-слюдистыми
сланцами с многочисленными линзовидными прослоями кальцитовых и
доломитовых мраморов- В верхах ее среди альбит-слюдистых сланцев
размещаются силлы кварцевых альбитофиров (липарнт-порфиров)
мощностью до 5 м и протяженностью несколько километров. Они мета-
морфизованы изофациально с вмещающими породами и вовлечены в
складчатость, их мощность достигает 500 м. Для третьей подсвиты ха-
рактерны филлитовидные сланцы, гравелиты, кремнистые сланцы и
значительно большая доля вулканогенных и карбонатных пород. Про-
слои лав, агломератов, вулканических брекчий, туфов базальтового со-
става и тхффитов распространены по всему разрезу. Мощность про-
слоев изменяется от 0,5 до 150 м, протяженность от первых сотен мет-
ров до 15 км. Мощность подсвиты около 800 м.
Верхняя подсвита (мощность 800 м) имеет монотонный песчано-
сланцевый состав. Во траст свиты, по данным Б. В. Ясковича и др.
позднерифейский. Отложения каттармаской свиты вблизи Парда-Бе.ть-
куду некого разлома претерпели специфичный региональный метамор-
физм высоких давлений. Уровень метаморфизма соответствует глауко-
фан-зеленосланцевой фации. На удалении от разлома (к северу) она
сменяется пренит-пу.мпеллиитовой, а затем фацией метагенеза. Важ-
ная особенность глаукофан-сланцевого метаморфизма этих пород —
присутствие в их составе минеральных ассоциаций с кросситом и впи-
читом.
.1авовые породы образуют потоки (оливнновые базальты), встре-
чаются в виде обломков и бомб (анкарамиты) в лавобрекчиях и агло-
мератовых туфах. Текстура их миндалекаменная, в отдельных случаях
наблюдается реликтовая флюидальность. .Миндалины эллипсоидаль-
ные за счет сплющивания и растягивания пор в основании потока. Наи-
более характерен афировый структурный тип базальтов, но встречены
и порфировые разновидности-
Вкрапленники представлены уралитизированиым авгитом и альбн-
газированным плагиоклазом. Основная масса (реликтовая микроли-
товая) сложена агрегатом бластического альбита, биотита, хлорита
лейкоксена, магнетита кальцита, уралита и серицита, остатками вул-
канического стекла, Из минералов метаморфического парагенезис-
присутствуют кварц, актинолит, стильпномелан, пумпеллиит, соссюрш,
винчит п кроссит. Миндалины выполнены кальцитом, хлоритом, реже
кварцем и эпидотом.
Обломки и бомбы из лавобрекчий и агломератовых туфов слони-
ны анкарамитами и оливиновыми базальтами, представленными порфи-
ровыми и афировыми разновидностями. В порфировых породах вс
вкрапленниках находятся авгит, псевдоморфозы хлорита, талька и ид-
дингсита по оливину, иногда нацело замещенный альбитом плагио-
клаз. Значительная часть основной массы образована
титанистого авгита, вторичными альбитом, биотитом,
микролитами
калишпатоу
хлоритом, амфиболом, серпентином, клиноцоизитом, тальком, кальци-
том, пылевидным лейкоксеном, редко кварцем, акцессорными магнети-
том,
апатитом,
ильменитом, сфеном, цирконом.
Миндалины
выполнены

80
альбитом, биотитом, клиноцоизитом, пумпеллиитом, стильпномеланом,
кварцем, актинолитом, кальцитом. Связующая масса лавобрекчий со-
стоит из тонкозернистого агрегата хлорита, альбита, лейкоксена и ре-
ликтов вулканического стекла.
Пирокластолиты базальтового состава, туфы и лавокластичсскпе
породы доминируют над лавами. Наиболее распространены пепловые
туфы без заметной слоистости и признаков сортировки обломочного
материала, представленного о.твиновыми базальтами и анкарамитами,
шлаками, реликтами вулканического стекла, пироксеном, плагиоклазом
и изредка псевдоморфозами по оливину. Встречаются единичные вул-
канические бомбы. Цемент сложен тонкоструктурным агрегатом
альбита, биотита, волокнистого и игольчатого амфибола, скопле-
ниями пылевидного лейкоксена и клиноцоизита с примесью кальцита,
серпентина, талька, кварца, акцессорными магнетитом, апатитом, сфе-
ном. Агломератовые туфы отличаются от пепловых только размер-
ностью обломков, большая часть которых является вулканическими
нимбами с характерной округлой и веретенообразной формой и кор-
кой закала.
Петрографического изучения тел субвулканических кварцевых аль-
битофиров не проводилось.
Химизм базальтоидов каттармайского комплекса своеобразен. Ве-
дущая роль в их составе принадлежит недосьиценным кремнеземом
(нормативные оливин и гиперстен) породам, но наряду с ними распро-
странены и нефелин нормативные составы. Крайние меланократовые
члены группы представлены анкарамитами, петрохимически близкими
щелочным пикритовым базальтам. В целом для пород характерны по-
вышенная титанистость и магнезиальность, низкая глиноземистость.
Судя по химическим анализам кварцевые альбитофиры представлены
трачнлипарит-дацитовыми составами с высокой глиноземисгостью и
повышенной щелочностью калина фового типа. Данные о геохимических
особенностях комплекса отсутствуют.
I В. С. Корсаков подчеркивает металлогеническое значение каттар-
майских вулканитов как золотоносной ассоциации, ориентируясь на
пространственную связь некоторых известных в Зиаэтдинских горах,
проявлений золота с полями развития метабазитов. Метабазиты при-
урочены к периферии двух предлагаемых центров извержения (между-
речье Булямуш— Джилансай и верховья сая Каракутан). Эти центры
фиксируются увеличением в разрезе свиты агломератов, вулканиче-
ских брекчий и лав, а также магнитными аномалиями. Авторы счи-
таю., что для более надежных суждений о связи золотой минерализа-
ции с вулканитами каттармайского комплекса необходимо выполнить
допущение каттармайской свиты с целью обособления в ней стратифи-
цированных вулканитов, оконтуривания вулканических построек и суб-
зтлкаиических тел.
Докембрийский нурата-зирабулакский габбро-гипербазитовый комплекс
Породы представлены небольшими преимущественно линзообраз-
ными телами до 50Х 100 м. Они образуют две полосы-цепочки субши-
ротного направления: Южно-Нуратинская вытянута вдоль южного
подножья хр. Южного Нуратауг на 10,0 км при ширине до 0,8 км, Ка-
ратюбе-Зирабулак-Зиаэтдинская - вдоль северных склонов этой
группы гор на 150 км при ширине до 15—20 км. В полосах установле-
но около 30 тел. По отношению к залеганию окружающих пород они
•онкордантны. Основная разновидность комплекса — гипербазиты,
S-7H2
81
превращенные в хризотиловые и антигоритовые серпентиниты, по пет
рографическим и петрохимическим показателям определяемые кат
апогарцбургитовые образования. Габбро, измененные до габбро
амфиболитов и амфиболитов, встречаются редко. Все породы компле:
са несут на себе следы наложенных динамо,метаморфических (обуслов
ленных участием в складчатых деформациях) и метаморфических пре
образований, из которых наиболее интенсивны актинолитизация, кар-
бонатизация, оталькование. Геолого-петрографические особенности]
пород подчеркивают альпинотипный характер ассоциации. Тип акцес-
сорной минерализации апатит-ильменит-магнетитовый. В гипербазитах.
кроме того, обилен хромит. К элементам-примесям- превышающим в
породах комплекса кларковые концентрации, относятся титан, хром,
медь и золото.
Детально изучавшие эти породы В. В. Баранов и др. (1972 г.) от
мечают геологическое, минералогическое, петрохимическое и геохими-
ческое сходство гипербазитов и габброидов ну рата-зирабулакского i
тамдытау-нуратинского комплексов, что по-видимому, определяет и их
металлогеническое соответствие.
Возраст комплекса по аналогии с другими альпинотипными габбро-
гипербазитовыми ассоциациями Южного Тянь-Шаня принимается ка»
докембрийский.


Позднедевонский каракутанский диорит-гранитоид-порфировый
комплекс


Комплекс развит в северной части Зиаэтдинских гор (хр. Каратау
Кызбиби, Каттармая), образует субширотнын дайковый пояс шириной
до 5,0—6,0 км и протяженностью более 30,0 км. Залегает среди пнтен
сивно складчатых вулканогенно-осадочных отложений различных сек
ций разреза каттармайской свиты, которую дискордантно прорывает
Вдоль каждого сколько-нибудь значительного дайкового тела, в его
экзозоне, располагается автономный контактово-роговиковый ореш
шириной до 0,3—0,5 м. Установлено участие дайкового пояса в более
поздней складчатости, признаки которой
даек, наложением на них и вмещающие их
сти, связанных с этой новой складчатостью.
достигает 30.0 м, в среднем 4,0 м, длина до 3,0 км.
Комплекс образован генерациями даек следующей хронологической
последовательности: 1) биотитовые и амфибол-биотитовые гранодио-
рит-порфиры, местами (в центральных частях крупных даек) перехо
дяшие в резко порфировидные гранодиориты, 2) амфибол-биотитовые
порфировидные гранодиорит-порфиры и биотитовые гранодиорит-пор
фпры, 3) гранат-амфибол-биотитовые «порфировидные» гранодиорит
порфиры и кварцевые диорит-порфириты, 4) амфибол-биотитовые дно
ритовые порфириты, местами сиенодиоритовые и кварцевые сиенодиори
товые порфириты,5) спессартиты, вогезито-спессартиты, керсантите
спессартиты.
В эндоконтактовых зонах даек всегда заметны зоны закалки мот
ностью до 0,3 м, в которых они становятся, как правило, темнее, плот
нее п содержат пониженное количество порфировых выделений. Б
большинстве разновидностей даек, в том числе гранатовых (альман
дни) и гранатсодержащих, цветные минералы, представленные преиму
щественно вкрапленниками, имеют густо-коричневую с красноватым
оттенком окраску. Плагиоклаз порфировых выделений зональный
•средний олигоклаз — средний андезин в гранодиорит-порфирах, кис
регистрируются изгибами
породы зон трещиновато-
Мощность отдельных даек


82
Рис, 5. Схема геологического строения центральной части Каттар.майского дапкового лепя, Составтена по материалам
3. А. Юда.тевича, Ф. К. Дпвасва. С. А. Козлова. К. II. Ьарковской и Э. С. Сорокина.
К'аракугалекнй комплекс: 1 — биотитовые п амфцбол-бнотнтовые гранодпорит-иорфнрьи 2 — амфибол-биотитовые норфировндные ipaiei
диорит-иорфиры и биотитовые i раподпорит-порфиры. 3 — амфибол-биотит о выв гранатовые кварцевые дпорпт-порфприты и гранодиорв г-норфи
ры; 4 — а.нфлбол-бног нтовые диоритовые порфириты и кварцевые диорп г-порфнршы; 5 — спессартиты, вогезито-снессартиты, корсантню-
снессартптьт. Щелочной лпларит-оазальтовый комплекс каттармайской свиты: (> — третья нодсвита — олиинионы|) базальты, анкарамиты,
агломераты, сланцы слюдисто-кварцевые, иерпццто-гпштистые, глинистые. yiHicio г,шине ы> прослои и линзы доломитов, песчаников, гравелитов,
оо 7 — четвертая подсвита — алевролиты, песчаники и сланцы глинистые,серицито-глинистые, слюдисю-кварценые, 8 — мезозойские ot.iibi.-ciiiiii.
W 9- доломи гы и взвссгияки, 10 — оффузивпг.ге породы основного остана. II — leKioiiii'iecxiie iiap.viiicnii;i.
лый андезин — кислый лабрадор в диоритоидных порфиритах. Перти-
товый калинатровый полевой шпат вкрапленников относится к орто-
клазу (содержит 40% альбита)- Среди прочих порфировых выделений
-обилен резорбированный и оплавленный кварц.
Структура основной массы средне-кислых подразделений фельзито-
вая, микрогипидиоморфнозернистая, микрогранитовая, микропегмати-
товая (содержание кварца 40—43%), криптовая, гранофировая, мнк-
роаллотриоморфнозернистая, сферолитовая. В состав основной массы
входят все минералы вкрапленников: плагиоклаз (в гранитоидах оли-
гоклаз и альбит-олигоклаз), калишпат, кварц, игольчатые биотит, ам-
-фибол.
Химический состав даек характеризуется выдержанной для всех
типов пород недосыщенностью глиноземом (даже в гранатовых разно-
'идностях), невысокой (средней и ниже средней, не более 50%) общей
железистостью, постоянным присутствием нормативного гиперстена, ма-
локалиевым (изредка калинатровым) типом щелочности.
Глубина формирования комплекса гипабиссальная. Химизм и пет-
рографические особенности пород указывают на их образование ш
магмы, по составу отвечающей континентальным щелочно-известковыч
андезитам.
Магнитная восприимчивость даек очень низкая — 5—24 10-6 СГС
Тип акцессорной минерализации ильмснит-сфен-гранатовый. Из других
акцессориев дайки содержат циркон, турмалин, ортит, апатит. Места-
ми в них отмечаются повышенные концентрации пирита, устойчиво
встречаются знаки самородного золота. Породы характеризуются по-
вышенными содержаниями свинца и молибдена. Пространственно с
комплексом связана гидротермальная золоторудная минерализация.
Л4атериалов для уверенного суждения о возрасте комплекса недо-
статочно. Геологические данные определяют его как послераннедевон-
ский. Учитывая, что каракутанские дайки после их стабилизации под-
вергнуты складчатым деформациям предположительно герцинского
возраста, комплекс образовался до главной складчатости герцинского
тектогенеза. Одиночные определения абсолютного возраста показывают
309—347 млн. лет (калий-аргоновый метод, амфибол, биотит.
ВСНГЕИ), что не исключает средне-верхнедевонского возраста комп-
лекса и соответствует представлениям об условиях геотектонического
режима (консолидированная складчатая структура) северной части
Зиаэтдинских гор в период его формирования.
К а р а ~ ю б е-3 ирабулакский палеопрогиб
ранне палеозойского заложения
Среднеордовикский — раннесилурийский андезит-дацит-липаритовый
вулканический комплекс алтыаульской и дараитутской свит и
их аналогов
Охватывает вулканогенные образования среднего ордовика — ниж-
него силура Зирабхлакских гор и гор Каратюбе. В Зирабулакских го-
рах к нему отнесены вулканиты алтыаульской и дараитутской свит, в
Каратюбе— Дауташской.
Алтыаульская свита слагает тектонически ограниченные по-
лосы на северных и южных склонах Зирабулакских гор.
На южном склоне, в ядре Алтыаульской антиклинали, в разрезе свиты
обнажаются кварц-серицитовые сланцы, алевролиты, песчаники суще-
ственно кварцевого состава, конгломераты с кремнисто-кварцево#
галькой, милонитизированные дацит порфиры. андезитовые порфирита
и их туфы, туфы кварцевых порфиров. Мощность свиты 509 м. вулка-
М
питов содержится до 40%. Отдельные линзы и слои вулканогенных по-
род. прослеживающиеся на сотни метров, реже на несколько километ-
ров, достигают 60 м мощности. Возраст обоснован остатками брахио-
под. наутилоидей, трилобитов и др.
Верхнеордовикские отложения связаны постепенными переходами с
палеонтологически охарактеризованными лландоверийскими, выделен-
ными в дарантутскую свиту кварц-серицитовых, кремнистых, углисто-
кремнистых сланцев, алевролитов, песчаников с прослоями плагиокла-
зовых порфиритов и их туфов- дацит- и липарит-порфиров и линзами
известняков. Мощность 960 м, эффузивных пород в разрезе до 15%.
В поле развития алтыаульской свиты в составе комплекса имеются
. \бвулканические тела фельзитовых, кварцевых и дацитовых порфиров,
андезитовых порфиритов, образующих вовлеченные в складчатость
дайки и силлы до 500X 10 м.
В горах Каратюбе вулканогенные породы комплекса распростране-
ны на их южных, северо- и юго-западных склонах (приложение 3).
Разрезы северного и южного склонов отличны. Так, на северо-западе, в
бассейнах Ингичка-Боло, Аксая. Сарыкуля и Каттасая, нижняя часть
разреза сложена биотит-альбитовыми сланцами, реже силлиманитовы-
ми парагнейсами и кордиеритовыми сланцами (по алевро-пелитовым
пародам), прорванными многочисленными дайками субвулканических
зипарит-порфпрощ Верхняя, более пестрая, представлена узловатыми
>нда.|узит-кордиеритовымп сланцами (метапелиты), кварцитами и
квариитовидными песчаниками, мраморами, актинолитовыми ортослан-
И1чи (метабазиты). Неполная мощность 1100—1200 м.
На южном склоне, в бассейне Чучкабулак, разрез трехчленный: 1)
биотитовые парагнейсы, кварц-биотитовые сланцы, роговики (метапе-
литы), мраморы, кварциты, туфолавы кислого состава (1500 м), 2)
преимущественно кварцевые порфиры, их туфы и туфолавы с прослоя-
и кварц-биотитовых (метапелитовых сланцев (300 м), 3) аргиллиты с
прослоями песчаников и известняков (100 м).
Широко развиты (Дауташ,Каракия, Баянкара и др.) субвулкани-
чо кие дайки и силлы липарит-порфиров, достигающие 70-метровой
мощности. Общая мощность дауташской свиты и толщи нижнего силу-
ра на южном склоне гор Каратюбе 1900 м. Доля вулканитов в этих
образованиях около 20%, в основном развиты кислые породы. Возраст
документирован сборами ископаемых табулятоморфных кораллов и
ьринондей- Породы комплекса метаморфизованы в условиях низких
субфаций зеленосланцевой фации, но местами, в частности на южных
клонах Каратюбе, их преобразования отвечают кварц-альбит-эпидот-
альмандиновой субфации.
Лавовые породы андезитового состава и метабазиты содержат
вкрапленники соссюритизированного и карбонатизированного плагио-
клгза и псевдоморфозы хлорита и актинолита по темноцветным мине-
ралам. В первых местами встречается довольно свежий буровато-ко-
ричневый биотит. Эпидот-хлорит-карбонат-альбитовая (с актинолитом)
основная масса имеет микролспидогранобластвую структуру. Отдель-
ные слабо раскристаллизоваиные ее участки содержат микролиты
плагиоклаза. Метабазиты нередко преобразованы в амфиболиты. Суб-
|.|Дканическне порфириты выглядят свежее, реликты, первичного пла-
гчэклаза вкрапленников представлены в них основным андезином, тем-
оцветные — диопсид авгитом и бурым биотитом.
Г Лавы кислого состава (дациты и липариты) представ-
Н|ы перфировымп породами. вкрапленники которых сложены
85
кварцем, калишпатом и кислым плагиоклазом. Основная
масса фельзитовая и стекловатая, интенсивно замещается пелитом.
Пирокластолиты кислого состава состоят из кристаллокластических,
витрокристаллокластических и литокристаллокластических туфов, а
также серицитизированных липаритовых игнимбритов с обычным для
данного типа пород набором пластического материала.
Химический состав метабазитов и андезитов отличается пересыщсн-
ностью кремнеземом, высокой глиноземистостью и титанистостью, ка-
линатровой щелочностью, т. е. особенностями, характерными для вы-
сокоглиноземистых андезито-базальтовых ассоциаций островных дуг и
орогенов. Для пород кислой группы также характерны пересыщенность
глиноземом и калинатровый тип щелочности, варьирующий от кали-ндт-
риевого подтипа в Зирабулакских горах до натри-калиевого в горах Ка-
ратюбе. Вариации петрогенных окислов всей серии пород подчиняются
«боуэновскому» тренду.
С вулканогенными образованиями комплекса в Зирабулакских го-
рах и Каратюбе связаны эксгаляционно-осадочные месторождения и
рудопроявления марганца, приуроченные к горизонтам песчанистых
известняков, кремнистых и известково-кремнистых сланцев, переслаи-
вающихся с вулканитами.
Среднекаменноугольный аткамарский габбро диорит-
гранодиоритовый комплекс
Развит в горах Каратюбе, где слагает Аткамарский массив, Аякчи-
дарьинское тело, группу тел, залегающих в обрамлении Тахтакарачин-
ского плутона и одиночные тела в северных предгорьях этого горного
массива (приложение 3), Наиболее крупный — Аткамарский мас-
сив — сдавленное в широтном направлении штокообразное и межформа-
ционное тело, вскрытая эрозией площадь которого составляет около
2,0 км2 протяженность, 3 км, шрина 0,85 км. На севере массив проры-
вает известняки лландовери, на юге—нижележащие сланцы атка.марскоп
свиты- Многочисленные тела обрамления Тактакарачинского плутона
имеют силлообразную форму (мощность до 200 м, протяженность до
2,8 км). Установлены следующие относительно разновозрастные под-
разделения комплекса: 1) амфиболовые перидотиты, габбро-амфиболи-
ты, габбро-диориты, 2) среднезернистые биотитовые кварцевые диори-
ты и гранодиориты, 3) мелкозернистые амфибол-биотитовые кварцевые
диориты и гранодиориты 4) жильные диорит-порфириты, двуслюдяны,
гранодиориты и граниты.
Габброиды наиболее распространенные представители комплекса
Состоят из серовато-зеленой обыкновенной роговой обманки и актино-
лита, содержащих реликты клинопироксена, плагиоклаза с прямой и не
переменной зональностью (лабрадоровым ядром и олигоклаз-андезино
выми вариациями в облекающих зонах), редкого интергранулярного
кварца, коричневого биотита, небольшого количества флогопита, акцес
сорных сфена, апатита, циркона, пирита- Структура пород аллотрио
морфнозернистая с реликтовыми призматическизернистой и офитовой
явно вторичной нематобластой.
Амфиболовые перидотиты, пространственно приуроченные только
Аякчидарьинскому телу (протяженность 0,7 км, ширина до 150 м).
виде узкой линзы (длина около 100 м, ширина 15—20 м) залегают
его южном эндоконтакте. Соотношения их с габброг-гдами неясны. Со
стоят из актинолита — эденита, местами со слабым керсутитовым яд
ром, высокожелезистого монтичеллита, диопсида, энстатита, флогопита
к
в



86
Структура аллотриоморфнозернистая с наложенной грани-, гетеро- и
пойкилобластовой.
Собственно гранитоидные подразделения комплекса развиты толь-
ко в Аткамарском массиве, занимая около 90% его площади. Состав
обоих фазовых подразделений одинаков: плагиоклаз, кварц, биотит,
амфибол, пироксен (реликты), микроклин, акцессорные сфен, лейко-
ксен, апатит, циркон, ортит, пирит. Плагиоклаз образован двумя по-
колениями зерен: 1) многозональным переменнозональным изометрич-
ной формы (в центральных зонах его состав изменяется от лабрадора
до среднего андезина, в краевых от среднего андезина до олигоклаза),
2) прямозональным призматическим андезином — олигоклазом. Темно-
цветные (включая реликтовый клинопироксен), среди которых преоб-
ладает биотит, соответствуют одноименным минералам габброидов.
Кварц ксеноморфный, почти всегда давленый. Микроклин — микро-
пертит (альбита 40%) развит неравномерно, пятнами интерстици-
альный. Структура призматическизернистая, осложненная лепидобла-
стовой и катакластической.
Петрохимические данные отражают гомодромную эволюцию ат-
камарского комплекса и показывают, что это ассоциация с заметной
Монцонитоидной петрохимической направленностью, подчеркнутой по-
вышенными содержаниями калия как в ранних габбро и диоритах (в
том числе кварцевых), так и в заканчивающих комплекс гранодиори-
тах и гранитах (калинатровый тип щелочности с невыраженным пре-
и иществом калия над натрием).
От своих возрастных аналогов в других регионах Западного Узбеки-
стана аткамарский комплекс отличается повышенной титанисгостыо
начальных габбро, более высокой железистостью всех подразделений
п их несколько меньшей калиевостью. Тип исходной магмы более все-
го соответствует представлению о континентальном толеите. Глубина
формирования массивов мезоабиссальная- Значения магнитной воспри-
имчивости (не более 26.10'3СГС) характеризуют немагнитный тип по-
род. Акцессорная минерализация в основном циркон-апатитовая, цир-
кон-сфен-апатитовая, апатит-сфеновая.
В отличие от других сходных ассоциаций, в частности каттаичского
комплекса Нуратинского сегмента в аткамарском отмечаются повы-
шенные относительно кларка содержания лития, меди, свинца, олова,
висмута, молибдена, а в гранитоидах, кроме того, хрома, кобальта, ни-
келя, цинка, вольфрама.
Возрастное положение комплекса определяется, с одной стороны,
прорыванием углисто-глинистых сланцев, алевролитов, песчаников, из-
I вестников и конгломератов, вполне сопоставимых с пушневатской сви-
той Зарафшанского хребта (нижний — средний карбон), с другой, ме-
таморфизацией их более поздними преимущественно верхнекаменно-
иольными интрузиями, в том числе наиболее ранними из них грани-
гопдами тымского субкомплекса каратюбе-зирабулакского комплекса.
И Радиологические значения возраста колеблются от 290 до 321 млн. лет
(калий-аргоновый метод, амфиболы, САИГИМС).
Среднекаменноугольно-раннепермский каратюбе-зирабулакский
комплекс гранитоидов
Наиболее широко распространен в Зирабмлак-Зиаэтдинских и Ка-
Ггтюбннских горах. Представлен следующими массивами: в горах Ка-
p. любе—Центральным Каратюбннским батолитом (800км2), Лолабу-
л. кскпм (92 км2) и Сарыкульским (18 км2) интрузивами; в Зирабулак-
87
Зиаэтдинских горах — Центральным Зирабулакским батолитом
(200 км2), Кстменчинском (1/,5X4,1 км, 72 км2), Карачакудукскцч
(5X0,9 км, 4,5 км2), Джалкырским (7,1X0,85 км, 6,5 км2), Тымским
(2,3X8,5 км), Чилиджуринским (23 км2), Северным (0,1—0,3X4 км)
Акмазарским (25 км2), Кошкудукским (36 км2), Майзакским (4,5 км2),
Гунжакским (обнаженная площадь 2,5 км2) интрузивами.
Комплекс состоит из трех относительно разновозрастных ассоциа-
ций -субкомплексов: 1) тымского гнейсо-гранитоидного и гранптопдо-
гнейсового, 2) собственно каратюбе-зирабулакского адамеллит-гра-
китового, 3) кетменчинского двуслюдяных и лейкократовых гранитов.
Ведущая ассоциация среди этих субкомплсксов — собственно каратю-
бе-зирабулакский, именем которого названа вся серия гранитоидных
пород.
Средне-позднекаменноугольный тымский гнейсо-гранитоидный
субкомплекс
К этому субкомплексу в горах Каратюбе отнесены Аксайское, Пн-
гичкеболинское, Тамчинское, Тулакульское и другие более мелкие гра-
нитоидные тела, обнажающиеся в северном, северо-западном и южном
экзоконтактах Каратюбинского плутона (приложение 3). В Зирабулаь-
ских горах субкомплекс представляют Карачакудукский, Тымский,
Джалкырский, Кетменчинский и Северный массивы, в виде узких ли-
нейных тел- обрамляющие Центральный Зирабулакский плутон с юга
и севера. Размеры тел варьируют от небольших линз 250X30 м (Эри-
кульские тела в северном экзоконтакте Каратюбинского плутона) до
17,5Х'4,1 км (Кетменчинский интрузив в юго-западном экзокоитакте
Зирабулакского плутона). Вмещающие породы представлены силурий-
скими и силур-девонскими накоплениями, смятыми по периферии Ка-
ратюбинского и Зирабулакского плутонов в серию узких крутопадаю-
щих антиклинальных и синклинальных складок, осложненных изокли
калькой складчатостью. Характерно, что метаморфизм пород в зоне
развития тымских гранитоидов усиливается, известняки и доломиты
мраморизованы (вплоть до образования форстеритовых и пироксено-
вых мраморов), а филлитизированные сланцы переходят в кристалли-
ческие сланцы и гнейсы. Все тела субкомплекса линейно вытянуты,
конформны и большей частью конкордантны по отношению к вмещаю-
щим породам (рис. 6, 7, а, б)-
Один из важнейших отличительных признаков внешнего вида ты,
ских гранитоидов — гнейсоватость, унаследованная от первоначально -
слоистости пород грапитизироваиного субстрата и приобретеннат
вследствие формирования в условиях стрессовых напряжений. Во мно-
гих местах распространения субкомнлекса наблюдаются постепенные
переходы от кристаллических сланцев к фельдшпатизированным гней-
сам, а от последних — к гранито-гнейсам. Кристаллические сланцы ч
гнейсы в зоне развития гранитоидов в горах Каратюбе представлены
кварц-альбит-мусковит-эпидот-грапатовыми, кварц-олигоклаз-мусковпт-
биотитовыми, кварц-альбит-биогит-гранатовыми, актинолит-хлорнт-эпи-
дот-альбитовыми, кордиерит-кварц-биотит-мусковитовыми. актинолит
кордиерит-эпидотовыми, форстет-кальцит-доломитовыми, плагиоклаз
диопсид-калъцитовыми и другими породами, минеральные парагенези-
сы которых соответствуют частью кварц-альбит-мусковит-хлоритовой.
частью кварц-альбит-эппдот биотитовой ехбфацня.м метаморфизма ф.-
ции зеленых сланцев, частью более высокотемпературным условиям
андалузит-кордиерит-мусковитовоп субфации амфиболитовой фации.
В Зирабулакских горах останпы пород субстрата, развитые в об-
88
Рис. (>. ( \cm<i пч. ниичсч шло <'i|Hienri;i северной чини гор Kapanooi. Состав юна ti<> маюрпазли 3. Юдалсвнча.
Агкамарскнй Koain.ieKr: 1 — i;iuopi»-uмфиоо.шты. Napaiюбе-зирабулакекпй (комплекс. Тымскнп субкомп леке: 2—вредно- ti кргппозерппстыр
иорфвровидпые катакдашроваппыо гранодиориты — адамеллиты биотитовые (а) ц амфцбиа-ипогитовые (б), 3 — мсдкоуернистые,равцомерно-
зорпнстые каток газированные биотитовые и му скопи r-бпотнтовые граниты-адаме.инты и транито-гиейсы, 4 — жильные аи.ппы, пегматиты,
мелкозернистые гранат-т урматиповые грани ты. Апдезнт-дари г-пппармгоiini'i комплекс дауташской свиты: й — кварцевые порфиры их туфы и
гуфо.шны, песчаники, алевролиты, сланцы, пзнсстпякп, гиойсо-слапцы, G — лландоверпйскпп ярус: углпсто-глнпистые п слюдисто-кварцевые
сланцы, иесчаппсто-глшшстые известняки, песчаники, роговики; 7 — верхний силур: rpeaiiec.ioncTbio .мраморизонаипые извостиякн и прими
оо ры, местами графтгтсодоржатцпе, 8 — пнжппй девой: тонкослоистые доломитовые известняки и доломиты. !) — четвертичные отложения:
суглинки, сеесы, супеси, конгломераты, 10 — тектонические нарушения.
!’пс. 7. Схема геологического
строения Кетменчпнекого (а).
Тымского. Джалкырского и
Карачакудукского (б) масси-
вов южной части Зпрабулак-
скпх гор. Состав гена по ма-
териалам 3. А. Юдалевпча,
Ф. К. Дпваева, В. И. Сигалова
В. Н. Ткачева, Е. П. Барков-
ской. Э. С. Сорокина.
Массивы: 1 — Кетменчлп-
скпй. II Джалкырскггй. III —
Тымскпй, IV — Карачакудук-
скпй. Каратюбе-зпрабулак-
скин комплекс. Тымскпй суб-
комплекс: 1 — средне-^ i
крупнозернистые	оно
титовые гнейсовпдные грани-
ты— адамел нггы и адамел.ш
то-гнейсы; 2 — мелко- и сред
незернпстые, равномерпозер
шестые биотитовые, пногд
мусковпт-бпотитовые гнейсе-
видные граниты — адамеллт
ты и грапггто-гнейсы. 3 -
мелко- и среднезерипстьк
б1)отп гопые. иногда амфно<>1
биотитовые редковкрапленип
косые гнейсовпдные грани
ты — адамеллиты и гранив
гнейсы. Кетменчинскпй су
комплекс: 4 — нерасчдепен
ные мелко-, средне- и круч
позернпстые двуелгодянг
турмалннсодержагцпе гран
ты. 5 — жильные аплиты, а
лпт-пегматпты, пегматит
Среднеордовпкскпп — ни
песплурпйсьпй андезпт-дац|
линаритовый комплекс: 6
алтыаульская евпта: туч
линаритовых порфиров, ту
и лавы дацитовых п анде
товых порфиритов, туффн
туфопесчанпкп, алевролит
кремнистые породы, 7 —
рапгутская свита: песчагш
гравелиты, сланцы, прос.
известняков, туфов андезт
дацитового состава, 8 bi
пни карбон: сланцы, а.1С1
литы, песчапикп. конглом!
ты, 9 — девон: мраморизот
ные известняки, доломи
•pi — четвертичные отлс
пня:	конгломераты. Jiei
суглинки, И — текюшгчег
нарушения.
90
рамлении Центрального плутона, сложены гнейсами и кристаллически-
ми сланцами, образованными в условиях кварц-андалузит-плагиоклаз-
хлоритовой и андалузит-кордиерит-мусковитовой субфаций метамор-
физма. Расположение многочисленных скиалитов и прослоев кристал-
лических сланцев, гнейсов и карбонатных пород среди тымских грани-
тоидов указывает на характерные складчатые формы, в пределах ко-
торых происходило образование пород этого субкомплекса. Конкор-
датная ориентировка указанных линейных элементов с общей склад-
чатой структурой обрамления главных гранитоидных плутонов указы-
вает на принадлежность этих структур к разряду просвечивающих (не-
перемещснных). свидетельствующих об автохтонном, в данном случае,
по-видимому, параавтохтонном образовании гранитоидов комплекса
(Рис. 7 а, б).
Тымские гранитоиды гор Каратюбе представлены двумя структур-
ными разновидностями: 1) крупно- и среднезернистыми порфировид-
ными амфибол-биотитовыми и существенно биотитовыми гранодиори-
тами — адамеллитами и биотитовыми, мусковит-биотитовыми грани-
топдо-гнсйсами, 2) мелкозернистыми биотитовыми и мусковит-биотито-
выми гранитами — адамеллитами. В Зирабулакских горах субкомп-
лекс характеризуют следующие типы гранитоидов, получивших назва-
ние по наиболее представительным интрузивам: 1) порфировидные
крупно- и среднезернистые биотитовые граниты — адамеллиты карача-
кудукского типа (крупновкрапленниковые), 2) средне- и мелкозерни-
стые биотитовые граниты — адамеллиты тымского типа, 3) средне- и
мелкозернистые порфировидные биотитовые граниты—адамеллиты
джалкырского типа. При этом гранитоиды карачакудукского типа по
внешнему виду и особенностям состава близки к крупно- и среднезер-
нистым адамеллитам, а тымского и джалкырского типа—к мелкозерни-
стым гранитам — адамеллитам этого субкомплекса в горах Каратюбе.
Плагиоклаз в адамеллитах п гранодиоритах — адамеллитах пред-
ставлен двумя модификациями: 1) зональными порфиробластическими
Врнами кислого андезина неправильно-таблитчатой, реже призмати-
ческой формы, 2) изометричным олигоклазом интергранулярных ос-
татков субстрата. Кварц образует три поколения зерен: 1) породооб-
разующий ксеноморфный, 2) мелкозернистый аллотриоморфный интер-
гран' лярвых реликтов субстрата, 3) мирмекитовый. Калинатровый по-
левой шпат-ортоклаз- п микроклин-микропертит встречается в ос-
новной массе — ткани породы в виде резко ксеноморфных лапчатых
?ерен интерстиций, где выполняет роль цемента милонита, а также в
виде слабо пертитизированных порфиробластов. Биотит темно-корич-
невый с красноватым оттенком, дает кучные срастания, лепидограно-
бластовые агрегаты в катаклазированных разностях преобразованных
в шнуровидные обособления, подчеркивающие гнейсовидность породы.
Изредка встречается обыкновенная зеленая роговая обманка. Акцес-
горньк — апатит, сфен, ортит, турмалин. Структура пород представ-
ляет сочетание порфиробластовой, гломеролепндобластовой, катакла-
ической (очковой и милонитовой), мирмекитовой-
Породы джалкырского типа отличаются от тымских вкрапленника-
ми калишпата. От карачакудукских адамеллитов обе эти разновидно-
сти отличаются повышенным содержанием кварца и более .мелкой раз-
мерностью зерен, большей катаклазированностью и милонитизацией,
также наличием в них местами маложелезистой зеленой роговой об-
манки.
91
Рис. 7 б.
Позднекаменноугольный собственно каратюбе-зирабулакский
адамеллит-гранитовый субкомплекс
Породами субкомплекса сложены значительные части Центрально-
го Каратюбинского, Лолабулакского (приложение 3), Центрального
Зирабулакского, Акмазарского интрузивов. Кошкудукский, Майзакский
и Гунжакский (приложение 2) массивы. По отношению к структуре
вмещающих пород массивы субкомплекса ведут себя в основном как
позднескладчатые тела. Преимущественно залегают в замковой части
бра.хиантиклипальных складок различного порядка, обнаруживая неко-
торую конформность со складчатыми структурами пород обрамления.
Нередко встречаются дисконформные, почти всегда дпекордантные
массивы.
Формирование массивов сопровождалось направленным кверху дав-
лением (выдавливанием), осложненным субмеридиональным боковым
давлением, обусловившим некоторое сплющивание первоначально изо-
метричных массивов. Механизм выдавливания хорошо устанавливает-
ся в связи с образованием главных Каратюбинского и Зирабулакского
плутонов, вместе с которыми на более высокие гипсометрические уров-
ни выдвинуты линейные фрагменты более глубоких, по-видимому,
представляющих кристаллический фундамент зоны, интенсивно грани-
тизированных частей разреза (гнейсов, кристаллических сланцев, кар-
бонатных пород), прерывистыми цепочками обрамляющих указанные
крупные массивы. Во многих массивах заметны приконтактовые ли-
нейные структуры течения, проявляющиеся в линейно-параллельной
ориентировке агрегатов слюды и отдельных ее чешуи, иногда линейно-
параллельной ориентировкой вкрапленников полевого шпата (микро-
клина), создающей трахитоидные текстурные узоры пород.
Внутреннее строение массивов довольно простое. Обычно в них
удается различать две, реже три близких по возрасту разновидности
гранитов — адамеллитов (Центральный Каратюбинский плутон, Лола
булакский интрузив, Центральный Зирабулакский плутон). Из-за бли
зости состава, невыдержанной на больших площадях зернистости, неус
тойчивостн соотношения фемических и салических минералов раздели
92
ное картирование относительно разновозрастных подразделений за-
труднено, в связи с чем на геологических картах, интрузивные масси-
вы субкомплекса обычно представляются как однофазовые образова-
ния. Тем не менее в Каратюбинском массиве зарегистрировано три
разновидности биотитовых гранитоидов (приложение 3), имеющих
резкие контакты друг с другом: 1) грубо- и крупнозернистые граниты
и граниты — адамеллиты. 2) среднезернистые порфпровпдные адамел-
литы, 3) крупно- и грубозернистые лейкократовые граниты и грани-
-ты — адамеллиты.
Три разновидности адамеллитов различной зернистости установле-
но в Лолабулакском интрузиве: 1) порфировидные средне- и крупно-
зернистые, 2) слабо порфировидные среднезернистые, 3) порфировид-
ныс мелкозернистые. В Зирабулакском, Кошкудукском, Майзакском,
Гунжакском и Акмазарском интрузивах среди средне- и крупнозерни-
стых мезократовых порфировидных адамеллитов главной фазы неред-
ко встречаются участки широкого развития крупно- и грубозернистых
слабо порфировдиных лейкократовых гранитов резко, но без выражен-
ных приконтактовых явлений, отграниченных от вмещающих адамел-
литов. Биотитовые лейкограниты — шлировые образования протокри-
•сталлической стадии формирования интрузий. В массивах они форми-
р\юг пологие пластообразныс тела иногда довольно значительных (до
2- -3 км2) размеров.
Петрографически все гранитоиды комплекса близки друг к друге
Они состоят из плагиоклаза, микроклина, кварца, биотита, амфибола,
акцессорных сфена, лейкоксена, апатита, циркона, ортита. Плагио-
клаз— переменно-зональный средний олигоклаз — средний андезин- Ка-
линатровый полевой шпат — микроклин и ортоклаз, в главной массе
породы имеет криптопертитовое строение, во вкрапленниках — микро-
пертитовое. Кварц содержится в виде ксеноморфных зерен породооб-
разующего поколения и мирмекитовых вростков в плагиоклазе. Биотит
темно-коричневый с красным оттенком. Амфибол встречается в основ-
ном в Каратюбинском, Зирабулакском и Кошкудукском массивах, по
оптическим свойствам близок к обыкновенной роговой обманке, места-
ми отклоняется к гастингситу. Структура породы порфировидная с ги-
ццтиоморЛнозернистой главной массой, осложнена мирмекитовой, из-
редка диабластичеекой (в интер гр анулярных реликтах кристаллических
сланцев).
[ Лолабулакский массив сопровождается сиенитовыми и кварцево-
сиенитовыми фациями. Последние приурочены к западному окончанию
интрузива, занимают площадь 11 км2. Выделяется три структурных
разновидности преимущественно «трахитоидных» сиенитов (крупно- и
1р\бозсрвистые. среднезернистые, мелкозернистые), параллелизуемых с
тремя подразделениями адамеллитов, с которыми они связаны посте-
пенными переходами. Сиениты состоят из основного олигоклаза — кис-
I лого андезина, микроклина и ортоклаза, кварца (в том числе и мирме-
китового), голубовато-зеленого амфибола, буро-коричневого биотита, не-
I большого количества диопсид-авгита, акцессорных сфена, апатита, цир-
 кона, ортита, ильменита, магнетита. Структура порфировидная гипи-
L .июморфнозернистая и аллотриоморфнозернистая, местами мирмекито-
Г г я-
Жильные породы, принадлежащие каратюбе-зирабмлакскому суб-
। комплексу, образуют три группы: 1) доаплитовую, представленную
•днночными дайками порфироидного облика, кварцево-сиенито-дпори-
lloBoro и гранодиоритового состава, 2) аплит-пегматитовую и гранито-
в\ю, наиболее значительную по площади и объему распространения,
93
3) послеаплитовую, проявленную довольно редкими одиночными дай-
ками лампрофировидных диорит-порфиритов.
Позднекаменноугольно-раннепермский кетменчинский субкомплекс
двуслюдяных и лейкократовых гранитов
В Зирабулак-Зиаэтдинских горах слагает южную часть Кетменчин-
ского интрузива (занимает площадь 27 км2), в небольшом объеме про-
явлен почти в каждом интрузиве каратюбе-зирабулакского субкомплек-
са. В горах Каратюбе на его долю приходится около 45% площади
Центрального плутона, им полностью сложен сателлит последнего —
Сарыкульский интрузив (единственный из массивов двуслюдяных гра-
нитов, пространственно разобщенный с гранитоидами собственно кара-
тюбе-зирабулакского субкомплекса) и значительная часть (12 км2) Ло-
лабулакского массива. Расположение двуслюдяных гранитов в Кара-
тюбинском плутоне (приложение 3) по форме напоминает центральный
шток, образование которого можно объяснить с помощью механизма
кальдерного опускания, комбинированного с диапиризмом. В линейной
форме Сарыкульского, Лолабулакского и Кетменчинского интрузивов
усматривается связь с дугообразными разломами, опоясывающими
крупные центральные плутоны и, возможно, имеющими эндокинетиче-
ское (связанное с механизмом кальдерообразования) происхождение.
В Кетменчинском массиве зафиксировано три относительно разно-
возрастных типа двуслюдяных гранитов: 1) среднезернистые слабо пор-
фировидные, 2) мелкозернистые пегматоидные, 3) крупнозернистые
слабо порфировидные. В Каратюбинском массиве отмечено три возраст-
ных подразделения гранитов: 1) крупнозернистые лейкократовые сла-
бо порфировидные биотитовые (наиболее ранние), 2) среднезернистые
двуслюдяные, 3) мелкозернистые двуслюдяные (наиболее поздние).
Минеральный состав — плагиоклаз, калишпат, кварц, биотит, муско-
вит, турмалин, гранат, апатит, циркон, рудный.
Плагиоклаз имеет таблитчатую форму, слабо заметную зональ-
ность (колеблется от альбит-олигоклаза до олигоклаз-андезина). Ме-
стами перекристаллизован в более мелкозернистый агрегат
альбита. Калинатровый полевой шпат — микроклин и орто-
клаз — в порфировидных выделениях породы имеет пертитовы
строение, а в зернах главной массы — микропертитовое, содержит 24°
альбитового компонента. Кварц образует ксеноморфные зерна, наблю-
дается в виде реликтов в микроклине и плагиоклазе, а также в виде
мирмекитовых вростков. Биотит буро-красный, темно-бурый с харак-
терным красноватым отливом. Мусковит наряду с самостоятельными
пластинками, нередко встречается в срастаниях с биотитом. Структура
аллотриоморфнозернистая, гипидиоморфнозернистая, местами пегмати-
товая, осложненная грано- и лепидогранобластовой.
Жильные породы образованы мелкозернистыми мусковитовыми я
биотит-мусковитовыми гранитами, аплитами и пегматитами, часто ком-
бинированными в пределах единого тела. Мощность жил ко-
леблется от первых сантиметров до первых метров, иногда (пегмати-
товые тела в южной части Каратюбинского плутона) до 40 м, при про-
тяженности до 350 м. В связи с двуслюдяными гранитами широко раз
виты альбитизация, грейзенизация, турмалинизация и окварцевание.
Характерные для главного, собственно каратюбе-зирабулакского
субкомплекса содержания кремнезема в среднем составляют 69%, нат
рия—3,5, а калия—4,75%. Общая железистость пород в среднем 63%
Состав пород тымского субкомплекса свидетельствует о том, что он;
очень близки к гранитоидам главной ассоциации, обнаруживая, одна
94
ко, более широкий разброс значений важнейших породообразующих
окислов и общей железистости, объяснимый небулитовым характером
пород и существенным значением гранитоидо-гнейсовых фаций. Кет-
ттенчинский субкомплекс характеризуется повышенными, по сравнению
с каратюбе-зирабулакским, содержаниями кремнезема (74,0%) и гли-
нозема и более высокой общей железистостью. Количество натрия и
калия составляет соответственно 3,4 и 4,5%, что вполне сопоставимо со
значениями этих компонентов в гранитоидах каратюбе-зирабулакского
субкомплекса. Тип щелочности всех подразделений комплекса калинат-
ровый, нередко калиевый.
В двух главных ареалах распространения комплекса — Зирабулак-
ском и Каратюбинском — отмечается весьма характерная зональность
в расположении относительно разновозрастных субкомплексов. Цент-
ральные плутоны, сложенные преимущественно гранитоидами собст-
венно каратюбе-зирабулакского субкомплекса по периферии окайм-
ляются линейными телами тымского. Наиболее молодые кетменчинские
граниты либо слагают внутренний шток плутонов (Каратюбе), либо
формируют трещинные интрузивные тела вдоль разломов, опоясываю-
щих центральные плутоны (Сарыкуль, Кетменчи, Лолабулак). Геоло-
гическое положение гранитоидов тымского, собственно каратюбе-зира-
булакского и кетменчинского субкомплексов в структуре региона, их
тесная пространственная сопряженность, постепенная эволюция соста-
В1 пород от гранитизированных и фельдшпатизированных тымских
гранитоидов к более гомогенным собственно каратюбе-зирабулакским
адамеллитам — гранитам, а от них к близким к эвтектоидным кетмен-
чинским гранитам указывают на то, что данный комплекс пород необ-
ходимо относить к плутонической ассоциации палингенных водных и
умеренно водных гранитоидов-
По мере развития этой серии пород ясно увеличивается степень
«внсдренности» слагаемых ими интрузивных массивов. Если гранитоид-
ные тела тымского субкомплекса автохтонные и параавтохтонные, то
граниты — адамеллиты и двуслюдяные граниты более молодых под-
разделений аллохтонные, что подтверждается данными о глубинности
образования различных подразделений комплекса: тымский — абис-
сальный и мезозональный, собственно каратюбе-зирабулакский и кет-
1 ченчинский — существенно мезозональные.
Магнитная восприимчивость пород комплекса от 2 до 18ХЮ-® СГС.
Среди акцессорно-минеральных ассоциаций тымского и каратюбе-
зирабулакского субкомплексов преобладают типы, включающие ортит
и монацит: циркон-монацит-ортитовый, ортит-апатит-цирконовый, цир-
-зон-апатит-монацитовый, монацит-циркон-сфеновый, ортит-монацит-
зпатитовый. В кетменчинском субкомплексе эти типы сменяются гра-
нат-т\рмалин-апатитовым и апатит-гранатовым. В жильных породах
Этого субкомплекса существенное значение местами приобретают ко-
лумбит, топаз и касситерит.
Геохимический профиль тымского и каратюбе-зирабулакского суб-
Ьомплексов определяется в основном редкими элементами. Выше-
вларковые содержания характерны для лития, цезия, иногда рубидия
(Майзакский, Акмазарский массивы), олова, вольфрама, висмута,
иногда бериллия (Зирабулакский, Лолабулакский интрузивы), молиб-
дена. В кетменчинском субкомплексе к этим элементам добавляется
 * Огр (особенно высокие концентрации в Сарыкульском массиве). В
Сильных породах гранитов устанавливаются сверхкларковые содержа-
»ня олова, ниобия и тантала. Повышенный фон олова отмечается во
подразделениях этого субкомплекса, причем наиболее высокие
95
содержания установлены в жильных аплитах, пегматитах и гранитах,
а также в зонах грейзеипзации и турмалинизации.
Металлогеническая специализация каратюбе-зирабулакского
комплекса имеет отчетливо выраженный редкометалльный характер.
С образованиями тымского и собственно каратюбе-зирабулакского
субкомплексов связана группа известных скарново-шеелитовых и оло-
вянно-грейзеновых минерализаций. Своеобразие геологического поло-
жения гранитоидов тымского субкомплекса, представленного линейны-
ми интрузивными телами преимущественно пластовой и факолитооб-
разной формы, отразилось на соответствующей морфологии связанных
с этим субкомплексом скарново-шеелитовых тел. Последние, ассоции-
руясь с телами тымских гранитоидов, строго стратифицированы, в ви-
це цепочки рудопроявлений окаймляют крупные Центральные плутоны
собственно каратюбе-зирабулакского субкомплекса. В силу ограничен-
ных параметров рудогенерирующих маринских интрузий значительного
оруденения в связи с гранитоидами тымского субкомплекса ожидать нс
приходится.
Наибольший интерес представляет контактовый тип скарново-шее-
литовой минерализации, ассоциирующей с гранитоидами собственно ка-
ратюбе-зирабулакского субкомплекса. Расширение перспектив этого
типа оруденения в Зирабулакских горах возможно лишь на основе глу-
бинных поисков. В этом отношении наиболее благоприятной, по В- Н.
Ушакову и др. (1980 г.), представляется геологическая позиция пло-
щадей северо-восточного и западного экзоконтактов Зирабулакского
батолита. По мнению авторов, в горах Каратюбе определенные перс-
пективы связываются с северным контактом батолита, прорывающим
силур-нижнедевонские карбонатные отложения. Здесь известные при-
контактовые скарново-шеелитовые залежи незначительны, хотя обста-
новка для скарнообразования вполне благоприятная, поскольку в раз-
личных частях Каратюбинского плутона, в том числе прилегающих к
зоне северного контакта, содержатся крупные (до 180 м Х'40 м) выне-
сенные из глубины ксенолиты скарнированных мраморов с обильном
вкрапленностью шеелита.
Анализ геологической ситуации северной приконтактовой зоны ба-
толита показывает, что эндоконтактовые гранитоиды собственно кара-
тюбе-зирабулакского субкомплекса в протяженной полосе, повторяю-
щей все изгибы контакта, интенсивно катаклазированы и милонитнзи-
рованы, что вместе с отсутствием во вмещающих породах апофиз гра-
ниюидов и пород жильной фазы (гранит-аплитов, аплитов и пекши-
тов) указывает на некоторое вертикальное перемещение батолита на
более высокие гипсометрические уровни как .монолита, практически
лишенного жидкой фазы. Определение глубины коренного залегание
приконтактовых скарново-шеелитовых залежей, одноврехгенно с кото-
рыми скарнированы ксенолиты карбонатных пород в гранитоидах —
интересная и важная задача.
Металлогенический профиль кетменчинского субкомплекса несколь-
ко отличается от предшествующих ему ассоциаций. Здесь на первый
план выдвигаются редкие металлы. На интрузивы каратюбе-зирабу-
лакского комплекса необходимо обратить внимание и как на коренной
источник редкометалльного оруденения, формирующегося в зонах пл
стового окисления (среди мезо-кайнозойских отложений) фильтрацион-
ных вод, где происходит осаждение легко вымываемого из гранитоют
полезного компонента. Представляется, что с увеличением глубинно
пости поисковых работ в окружающих Каратюбннский и Зирабула»
96
Зпаэтдинский горные массивы мезо-кайнозойских накоплениях в этих
районах будут возрастать перспективы оруденения данного типа-
Приведенные выше распространенные ассоциации акцессорных ми-
инералов каратюбе-зирабулакского комплекса указывают на их пре-
имущественно монацитовый тип, причем наиболее значительные кон-
центрации характерны для гранитоидов собственно каратюбе-зирабу-
дакского субкомплекса.
I X. Т. Туляганов при изучении постпалеозойской геологической исто-
рии региона установил, что интрузивные массивы каратюбе-зирабулак-
ского комплекса неоднократно являлись областями размыва, обеспечи-
вавшими поступление дезинтегрированного гранитоидного материала в
оседние бассейны седиментации.
| Возраст рассматриваемой серии по аналогии с шуракским комплек-
сом Нуратинского сегмента можно считать среднекаменноугольным-
раннепермским. Начало его формирования определяется по нриурочеп-
юсти тымского субкомплекса к событиям раннеорогенной стадии, соп
ровождаемой региона льно-метаморфически ми (регионал ьно-плу гонпче-
•килш) преобразованиями формировавшихся купольных структур.
 С собственно орогенной и поздней орогенной стадиями связано фор-
мирование фазовых адамеллитов и двуслюдяных гранитов поздних
убкомплексов. Таким образом, каратюбе-зирабулакский комплекс по
глителыюсти образования охватывает практически всю орогенную ста-
| З.ию герцинского цикла развития региона, т. е. период от среднего кар-
бона до ранней перми. Абсолютный возраст гранитоидов комплекса
(калий-аргоновый метод, биотиты, ВСЕГЕИ, САИГИМС, ИГиГ АН
У .ССР) 262—29-6 млн. лет.
Пермский гурмакский адамеллит-гранитовый комплекс
Представлен сложным Тахтакарачинским плутоном (форма изо-
тричная, 30 км2), небольшим узким телом (1,8X0,2 км) бассейна
р. Аякчидарьи в Каратюбинском интрузиве и продолговатым телом
И.5Х1.0 км) к востоку от Тахтакарачинского плутона (приложение 3).
•мешающие породы Тахтакарачинского массива и восточного продол-
[гг^атого тела — мраморы девонских бешбармакской и хазретдавутской
.пит. а также чешуйчато-перемежающиеся друг с другом мраморы,
рарциты и конгломераты среднего карбона. Контакты с ними преиму-
щественно тектонические, ограниченные полукольцевыми (дуговыми)
. разломами. В краевой зоне массива почти повсеместно фиксируются
гктонизированные фации гранитоидов. Хотя обрамляющие плутон
карбонатные отложения мраморизованы, они не обнаруживают призна-
ке контактового метаморфизма, в частности ороговикования, которое
окно было бы увязать с тепловым воздействием Тахтакарачинского
мутона.
Слабый контактовый метаморфизм наблюдается и в средне-
карбоновых терригенных отложениях. Однако ксенолиты вмещающих
I п||род в гранитоидах метаморфизованы в пироксен п амфибол-рогови-
Л.7-7П2	97
ковых фациях контактового метаморфизма,
таморфизмом окружающих массив пород и
ксенолитов можно объяснить тектоническим
Несоответствие
находящихся
наблюдаемый
между
внутри
передвижением
гипсометрический уровень после того,
ме-
пего
массива на
как он
был
пол
ностью закристаллизован. Продолговатое тело почти по
всему пери
метру осложнено тектоникой, в сто эндозоне на ширину до 10,0 м раз
виты катаклазит-граниты.
Общим в залегании обоих плутонов является их дискордантное от
ношение к структуре вмещающих пород. Аякчидарьпнское тело обнару
живает пространственную приуроченность
к постконсолидационному
разлому в Центральном Каратюбинском плутоне. Установлено дву
членное строение комплекса: раннее подразделение представлено сред
не- и крупнозернистыми порфировидными рапакивиобразными биоти
товыми адамеллитами и граносиенитами, образующими внешнее коль
цо Тахтакарачинского интрузива, изобилующее останцами-ксеноли
тами конгломератов, кварцитов, мраморов и вулканитов,
мелко- и среднезернистыми порфировидными бпотитовыми
биотитовыми гранитами-адамеллитами, которые слагают
позднее
и мусковит
центра
льныи
шток Тахтакарачинского плутона и два других указанных выше тела.
11ороды
ранней фазы формировались в условиях
значительного
влияния фельдшпатизации и магматического замещения приконтакто-
вых вмещающих пород. Вкрапленники калишпата в них порфиробта-
стические. На удалении от контакта или от останцов вмещающих по-
род вкрапленники распределены в гранитоидах более или менее равно-
мерно (средний размер 3,0.x 1,0 см, форма преимущественно овидаль-
ная). Многие из них имеют хорошо заметную плагиоклазовую отороч-
ку, характерную для гранитов рапакиви.
Метасоматическая природа полевошпатовых овоидов устанавли-
вается в местах импрегнации гранитоидным материалом более древ-
них аткамарских габброидов. В последних вкрапленники распределены
неравномерно и количество их сокращается пропорционально удале-
нию от фельдшпатизируюших их адамеллитов. Наряду с фельдшпати-
зацией габброидов, выражающейся в получении ими порфиробластов
калишпата, они неравномерно гранитизированы: окварцованы, микро-
клинизированы, биогитизированы. Местами фельдшпатизация и грани-
тизация габброидов настолько интенсивны, что последние превращены в
гибридные гранитоиды. которые формально, без учета реставрации со-
става первоначальной природы, могут быть отнесены к числу компо-
нентов нового, в данном случае гурмакского комплекса. Эти гибрид-
ные образования нередко реоморфизованы, что выражается образова-
нием около овоидных рапакиви зон расплавления гранитизированных
и фельдшпатизированных пород, интрудирующих, в свою очередь, сла-
бо измененные или неизмененные габбро.
Граниты-адамеллиты центрального штока отличаются от гранитои-
дов предшествующей фазы гомогенностью, практически полным отсут-
ствием ксенолитов разреза вмещающих пород. Они дискордантно и
круто срезают внутреннюю неоднородность адамеллитов внешней коль-
цевой зоны Тахтакарачинского плутона.
Качественный состав породообразующих минералов первой и вто-
рой фаз очень близок. Они состоят из калишпата (микро- и крипто-
пертита), вкрапленников и главной массы, представленного двумя мо-
дификациями зерен (1 — ортоклаз, содержание альбита 43°/о, 2 — мик-
роклин, содержание альбита до 57%; вокруг вкрапленников часто фик-
сируется отчетливая олигоклазовая оторочка), плагиоклаза главно#
98
массы и вкрапленников с неясно зональным строением (средний оли-
клаз — кислый андезин), по периферии нередко мирмекитизнрован-
ного, кварца трех различных генераций (породообразующего и подчи-
ненных мирмекитового и микропегматитового), красновато-коричнево-
го биотита, мусковита, акцессорных апатита, циркона, сфена, магнети-
та, флюорита. Структура главной массы гранитоидов гипидиоморфно-
зернистая и аллотриоморфнозернистая, местами осложненная мирме-
китовой, микропегматитовой и маргинационной. Жильные породы
представлены мелкозернистыми аляскитоидными и дву слюдяными гра-
нитами, редко пегматитами, заполняющими в центральном штоке Тах-
такарачинского плутона радиальную группу трешин. Мощность жил
до 8,0 м, протяженность до 1,0 км, падение преимущественно крутое.
Петрохимическое своеобразие гурмакского комплекса заключается
в замечательно выраженном его калиевом типе (в периферических ада-
меллитах калия содержится в среднем 5,2%, а в гранитах-адамелли-
тах гурмакского типа — 5,4%), повышенной общей железистости 68% j
и глинозсмистости. Петрографические и петрохимические данные опре-
деляют мезоабиссальный уровень глубинности формирования комплек-
са. Геологические признаки (дискордантное положение массивов по
отношению к структуре вмещающих пород, их кольцевое внутреннее
строение или трещинная форма) и особенности вещественного состава
(рапакивообразная структура, слабое развитие минералов отжига, по-
вышенная по сравнению с другими гранитоидами гор Кара-Тюбе фто-
роносность) не оставляют сомнения в принадлежности характеризуе-
мой ассоциации к маловодным гранитоидам, проявляющимся на кон-
солидационных стадиях развития орогенных областей.
Комплекс относится к группе немагнитных пород. Значения магнит-
ной восприимчивости в среднем 7— 8.10 -бСГС. Тип акцессорной мине-
рализации апатит-монацит-ильменитовый и ортит-апатит-ильменито-
вый. Геохимически комплекс специализирован на литий, рубидий, оло-
во, вольфрам, редкие земли и фтор. С массивом, находящимся к вос-
току от Тахтакарачинского плутона, связана опоясывающая его груп-
па скарново-шеелитовых проявлений. В зонах грейзенизации, разви-
тых по лейкократовым жильным производным, отмечаются повышен-
ные содержания вольфрама.
к На основании интрузивных контактов Тахтакарачинского плутона с
аттамарскими габброидами среднекаменноугольного возраста, нижняя
возрастная граница комплекса определяется как послесреднекаменно-
тольная. Верхняя граница геологическими данными не закреплена. Из
косвенных признаков для определения возраста комплекса имеет зна-
чение позиция Тахтакарачинского плутона в общей структуре Каратю-
бин. кого горного массива- Он отчетливо вырисовывается как наложен-
ная (вторичная) кольцевая структура, телескопированная на главную
кольцевую структуру, охватывающую весь горный массив. Учитывая
данные по определению абсолютного возраста (260—270 млн. лет, ка-
лий-аргоновый метод, биотит, САИГИМС), гурманский комплекс отне-
сен к пермским образованиям.
Нуратинский сегмент центральной части
К) ж н о-Т яньшаньской геосинклинали
с нерасшифрованными каледонскими
палеоструктурами
Позднерифейский базальтовый вулканический комплекс
иттунысайской свиты
Включает метаморфизованные в условиях глаукофан-зеленосланце-
>н фации вулканиты иттунысайской свиты, распространенной по се-
99
верному склону Ссвсро-Нуратинских гор в полосе шириной до 8 км и
протяженностью до 100 км. Наиболее полные разрезы находятся в меж-
дуречье У хум— Сентяб. Здесь тектоническая пластина иттунысайской
свиты, подстилаемая серпентинитами, начинается пачкой (мощность
1000 м) альбит-фенгит-кварцевых, альбит-хлорит-фенгит-кварцевых
сланцев (метаграувакк) с редкими прослоями (мощность до 30 м) рас-
сланцованных метабазитов. Верхняя пачка (мощность 1300 м) сложена
преимущественно метабазитами с подчиненными прослоями метаграу-
вакковых альбит-хлорит-мусковит-кварцевых и хлорит-мусковит-эпидот-
кварцевых сланцев. Иттунысайская свита по строению и тектониче-
скому положению хорошо сопоставляется с кумбулакской Северного
Букантау, учкудуктауской Северного Тамдытау, канской и майлисай-
ской свитами Южной Ферганы.
Условный возраст поздний рифей — венд. Из радиологических дан-
ных известно определение 718 млн. лет по метаграуваккам калий-ар-
гоновый метод, ИГиГ MI УзССР)
Первичный состав вулканитов базальтовый. Лавам и субвулкани-
ческим образованиям отвечают амфиболсодержащие породы с релик-
товой порфировой, диабазовой и интерсертальной структурами. Они
состоят из актинолита, частью замещенного хлоритом, титан-авгита,
замещенного винчитом и актинолитом, альбита и эпидота, образую-
щих псевдоморфозы по вкрапленникам плагиоклаза, кварца и стильп-
номелана. Основная масса существенно эпидот-хлоритовая с пиритом и
белой слюдой. Наиболее распространены следующие минеральные па-
рагенезисы метабазитов: в нижней пачке — альбит-эпидот-хлорит-ак-
тинолит-кварцевый, в верхней — альбит-эпидот-винчит-хлоритовый,
кварц-альбит-хлорит-эпидот-винчиговый, альбит-эпидот-хлорит-актино-
литовый и кварц-актинолитовый.
Туфы полностью утратили первичные особенности состава и сложе-
ния, преобразованы в амфиболовые и безамфпболовые зеленые слан-
цы. Преобладают сланцы эпидот-винчит-актинолит-альбит-хлоритового
состава с апатитом, сфеном, магнетитом и гранатом. Очень редко
встречаются сланцы с кросситом, магнезиорибекитом и реликтовым
хлор мел анитом.
Пересчеты химического состава метабазитов комплекса указывают
на его соответствие континентальным толеитам- Породы харакгери-
зхются повышенными против кларка концентрациями ванадия в хрома.
С ними связаны проявления железа и марганца.
Кембро-ордовикский (?) щелочной оливин-базальтовый
вулканический комплекс шавазской свиты
Включает вулканогенные образования шавазской свиты Северного
Нуратау, выделенные из состава бывшей чимкурганской свиты. В наи-
более полном виде представлена в разрезах по саям Шаваз и Арватын-
Вулканическая часть свиты сложена породами преимущественно ба-
зальтового состава. Так, в шавазском разрезе на полную 600-метровую
мощность приходится 90% лав щелочных оливиновых базальтов и
10% — яшмовидных образований. Наряду с покровными вулканитами
существенное значение в комплексе имеют субвулканические базаль-
лоиды, выделенные В. В. Барановым и др. (1972 г.) под названием ас-
мансайского диабаз-пикритового комплекса. Покровные базальты ча-
сто обнаруживают подушечное строение. Межподушечное пространст-
во заполнено гиалокластитами. Мощность пачек подушечных лав ко-
леблется о г 50 до 150 м.
100
Лавы относятся к скуднопорфировым и афировым структурным ти-
пам, часто миндалскаменные. Вкрапленники порфировых разновидно-
стей — плагиоклаз, пироксен, оливин, в единичных случаях встречает-
ся калишпат. Характерно гломеропорфировое строение вкрапленников.
Плагиоклаз (в реликтах лабрадор) альбитизирован, пумпеллиитизи-
рован, замещен, кроме того, хлоритом, серицитом, кварцем, стильпно-
меланом, пренитом, цоизитом, изредка калишпатом. Пироксен образо-
ван авгитом и титан-авгитом, местами замещается хлоритом, кальци-
том, пумпеллиитом. Оливин представлен псевдоморфозами хлорита,
.кальцита, антигорита, пумпеллиита, пренита, иддингсита- В заполне-
на,! миндалин участвуют хлорит, кварц, кальцит, пумпеллиит, реже пре-
Hir. альбит, гранат, стильпномелан, актинолит, эпидот и пирит. Отме-
чены микропорфировые выделения титано-магнетита, собранные в куч-
ные сростки, в значительной мере лейкоксенизированные. Основная
'(асса лав гиалопилитовой, толеитовой, интерсертальной и вариолито-
вой структур часто содержит небольшое количество стекла. Распрост-
ранена также полностью раскристаллизованная основная масса с диа-
базовой, долеритовой, пилотакситовой и призматическизернистой струк-
’\рачи. Среди микролитов основной массы сохранились реликты пер-
ин1 лого лабрадора, мелкие зерна авгита и титан-авгита. Межподушеч-
ные гиалокластиты состоят из обломков разложенного базальтового
С'Вла, нередко пузыристого, оплавленных фенокристов авгита и пла-
гиоклаза, зерен хлорита, кальцита, кварца, калишпата, сфена, сери-
I Ultra, пумпеллиита, пренита, анальцима.
хроме лав, в составе комплекса встречаются лавобрекчпн и класто-
. эвы, по составу отклоняющиеся до пикритов.
(.хбвулканичсскис образования комплекса нигде не выходят за рам-
ки полей развития шавазской свиты. В основном они размешены на
участке от Янгикишлака до Карахана, в том числе по саям Кызча, Ак-
гепа, Асмансай, Устахан и др. Форма тел дайко- и линзообразная,
мощность до 30 м, протяженность до 100 м. Они представлены пикри-
товыми и диабазовыми порфиритами. Пикритовые порфириты состоят
из оливина, пироксена, плагиоклаза, серпентина, хром-пикотита, маг-
нетита. ильменита, апатита, сульфидных минералов, альбита, карбона-
та, хлорита. Фенокристы образованы серпентинизированным оливином,
реже титан-авгитом. Основная масса полнокристаллическая, сложена
гироксеном и хлоритом, частью альбитизированным плагиоклазом.
Мелкие миндалины пород выполнены хлоритом, серпентином и карбо-
Ц. том.
I Диабазовые порфириты петрографически близки к покровным
ба .альтам, однако основная масса их несколько лучше раскристаллн-
вана и в структурном отношении изменяется от диабазовой и пойки-
лофитовой до долеритовой.
I Пирокластические породы в количественном отношении резко подчи-
нены лавам. Среди пирокластолитов известны витрокластические, ли-
цвптрокластическис и литокристаллокластические туфы. Витрокласти-
кне т\фы сложены обломками бурого почти изотропного пузыри-
доги стекла, замещающегося крипточешуйчатым хлоритом, сапонитом,
ипеллиитом. Присутствуют редкие обломки тонкоструктурпых ба-
яльтов и фенокристов разложенного плагиоклаза. Поры в стекле и
ШЛаках выполнены хлоритом, альбитом, пумпеллиитом. Цемент каль-
Мговып или хлоритовый. Литовитрокластические туфы отличаются
,<щ1ьшей размерностью обломков. Редкие кристаллокласты представ-
мы в них свежим авгитом и титан-авгитом, иногда обрастающими ак-
Ищлитом и разложенным плагиоклазом. Среди обломков пород мно-
101
го вулканического стекла пузыристых базальтов гиалопилитовой и ва-
риолитовой структуры обычно меланократовых крупнопорфировых
пироксеновых, плагиоклаз-пироксеновых и оливин-пирокссновых ба-
зальтов и диабазов. Цемент состоит из альбита, кальцита, хло-
рита, пумпеллиита, кварца, серицита, сфена. Литокристаллокластиче-
ские туфы сложены обломками авгита, серицитизированного плагио-
клаза, вариолитового базальта. Цемент хлорит-пумпеллиитовый.
По химическому составу базальты принадлежат к недосыщенным
кремнеземом разностям (с оливином в норме). Часть из них содержит
нормативный нефелин, а единичные отвечают базанитам (более 5% нор-
мативного нефелина). Характерны высокотитанистые, низкоглиноземи-
стые составы с натровым типом щелочности.
Раннесилурийский липарит-базальтоидный вулканический комплекс
буратбулакской, ходжакабудской и джазбулакской свит
В комплекс выделены вулканогенные образования буратбулакской
( Ю. Нуратау), джазбулакской (южные склоны С. Нуратау) и ходжа-
кабудской (Гобдунтау) свит.
Отложения буратбулакской свиты распространены в водораздель-
ной части гор Актау, в их юго-восточном окончании и проходят узкой
(1,5—2,0 км) полосой на юго-восток в горы Каракчатау, обнажаясь в
крыльях Дарасайской антиклинали. Свита сложена неравномерно пе
реслаивающимися песчаниками, алевролитами и глинистыми сланца
ми. В горах Актау и на северо-западе гор Каракчатау, в бассейне Ту
сунсая, в составе нижней подсвиты присутствуют линзовидные прослои
эффузивных диабазов, базальтовых порфиритов и туфов чипариг-пор
фиров.
В наиболее полном разрезе вулканогенно-осадочной пачки у сел.
Алянгуз на видимую мощность не менее 230 м представлены: эффу. пв-
ные диабазы и базальтовые порфириты (45%), туфы липарит-порфн-
ров (6,0%). кремнистые и глинисто-кремнистые сланцы (22%). глини
стые сланцы (20,0%), алевролиты (5,0%), мраморизованные известия
КИ (2%).
Севернее, по южному склону гор Северный Нуратау, вулканиты ус-
тановлены в составе джазбулакской сви!Ы, где они представлены п
фами среднего и кислого состава и туффитами, залегающими в виде
прослоев, иногда до 80 м мощностью, среди песчано-алевро-сланцевьп
образований- Вулканиты более характерны для западной половины по-
лосы развития отложений джазбулакской свиты.
На востоке, в горах Гобдунтау, проявления туфов кварцевых аль-
битофиров зафиксированы в ходжакабудской свите, сложенной песча
никами, алевролитами, глинистыми сланцами с линзовидными прослоя
ми кремнистых сланцев (микрокварцитов). В наиболее предстватитель
ном разрезе, на северных склонах гор Гобдунтау, на мощность 440 ч
содержится: туфов кварцевых альбитофиров — 20%, кремнистых слан-
цев — 20, алевролитов — 30. песчаников — 30%.
Возраст буратбулакской, джазбулакской и ходжакабудской свш
обоснован палеонтологически (граптолиты).
Лавы базальтоидной группы представлены базальтовыми порфири-
тами и диабазами с вкрапленниками плагиоклаза (лабрадор) и моно-
клинного пироксена. Плагиоклаз основной массы обычно альбитизи-
рован и серицитизирован, темноцветные минералы замещены серпеи-
тин-хлоритом и карбонатом. Структура основной массы диабазовая.
102
В кислой группе установлены только пирокластолиты — т\фы ли-
парит-порфиров (пепловые кристаллокластические, сложенные остро-
угольными обломками кварца, калиевого полевого шпата и стеклова-
той массой с точечными включениями рудного минерала и пятнами
хлорита).
С полями распространения буратбулакской, джазбулакской и ход-
жакабудской свит совпадают площади развития силлов и даек диа-
базов и диабазовых порфиритов мальгузарского комплекса, с которы-
<и вулканогенные породы этих свит, по-видимому, формируют единую
вулкано-плутоническую ассоциацию.
Раннесилурийский мальгузарский диабаз-диорит-
гранитоидный комплекс
Распространен в горах Мальгузар, Каракчатау, Северном Нуратау.
а северных склонах Южного Нуратау, возвышенностях Гобдунтау и
Марджанбулак. Сложен пятью типами пород: диабазами, габбро-диа-
базами, микрогаббро, габбро-диоритами и соответствующими им пор-
фиритами, диоритовыми лампрофирами (кузелитами), диоритами и
диоритовыми порфиритами (в том числе кварцевыми), гранодиорит-
порфирами, гранит-порфирами. Они образуют силлы, силлообразные
тела, согласные и субсогласные дайки, смятые вместе с вмещающими
их отложениями и обычно метаморфизованные до уровня фации зеле-
ных сланцев. Характерно, что степень метаморфизма возрастает с вос-
тока на запад: в горах Мальгузар тела мальгузарского комплекса, не-,
мотря на их интенсивную дислоцпрованность, метаморфизованы сла-
на, чем дайки и силлы Нуратинских гор, Каракчатау, Гобдунтау и
Мйрджанбулака. Большинство тел комплекса сосредоточено в полосе
протяженностью около 200 км и шириной до 15,0 км. Длина отдельных
тел 3,5 км, мощность обычно колеблется от 1,5 до 20,0 м. изредка встре-
чаются дайки мощностью до 50,0 м.
Характерна пространственная приуроченность даек к раннесилурнй-
ким отложениям (приложение 2, 4), реже они наблюдаются среди
пес древних кембро-ордовикских накоплений.
l Наиболее распространены габбро-диабазы и диабазы. По структуре
• среди них выделяются собственно диабазы и габбро-диабазы, диабазо-
вые порфириты, порфировидные диабазовые порфириты, долериты, до-
дерлт-порфириты. Породы обладают довольно однообразным составом:
.йбрадор, титанистый авгит, обыкновенная зеленая роговая обманка,
красновато-бурый биотит, в интерстициях есть немного кварца и кварц-
олнгоклазовой графики- Постоянные компоненты породы — ильменит
и тптансодержаший магнетит.
Неизмененные или слабо измененные породы встречаются редко.
Ьчьшей частью плагиоклаз в них карбонатизирован, альбитизирован,
оритизирован, скаполитизирован, темноцветные минералы замещены
Ьслезистым карбонатом, реже хлоритом, вторичным биотитом и тонко-
зернистым агрегатом белой слюды. В единичных случаях наблюдаются
вгевдоморфозы по оливину. Структура офитовая, местами пойкилоофи-
. квая.
Диоритовые порфириты и кварцевые диорпт-порфириты имеют под-
1 чиненное значение. Они занимают согласное и субсогласное положение
"’носительно вмещающих их раннесилурийских отложений. ^Мощность
Зиен около 2,5 м, протяженность до 0,5 км.
Кварцевые диорит-порфириты и гранодиорит-порфиры связаны по-
L ^пенными переходами друг с другом, изменения состава от кварце-
103
вого диорита до гранодиорита нередко наблюдаются в пределах одной!
и той же дайки. Вкрапленники в породах этой группы представлен»!
сильно разложенными плагиоклазом, амфиболом и биотитом, основная I
масса—кварцем и полевым шпагом. Структура порфировая участке!
ми гломеропорфировая, основная масса микрогипидиоморфнозернп-1
стая, призматическизернистая, местами гранофировая, микропегмать!
товая и псевдосферолитовая.
Самые редкие в мальгузарском комплексе — небольшие дайки I
штокообразные тела (до 25Х'4О м) гранит-порфиров, установленные ы|
возвышенностях Гобдунтау и Марджанбулак.
Они характеризуются полнокристаллической микрозернистой осно„1
ной массой и большим количеством вкрапленников, представлены I
плагиоклазом и подчиненными ему калинатровым полевым шпак!
(микроиертиг), кварцем и биотитом. Структура породы порфировЛ
основная масса аллотриоморфнозернистая, участками микропегмат I
товая.	I
Из химических анализов видно, что характерная и важная чер.Л
габбро-диабазов и диабазов — наличие нормативного кварца и пресЯ
ладание натрия над калием. Другая особенность заключается в I
вольно высокой частоте встречаемости нормативных энстатита и ф( I
росилита, пониженном содержании кремнезема, повышенном — титагЛ
сближающим породы по этим показателям с континентальными ел!
виновыми базальтами, довольно распространенными членами кони!
нентальных толеит-базальтовых ассоциаций.	I
Диоритовые и кварцевые диоритовые порфириты, кузелиты, гране!
порфиры, судя по петрохимическим материалам, являются продукта1^
глубинной дифференциации базальтовой магмы, о чем свидетельству!
последовательное увеличение от ранних генераций к поздним пер"!
тивного кварпа, возрастание в том же направлении содержаний ор !
клаза и значений железистости. Тип щелочности гранитоидной состЛ
ляющей комплекса — малокалиевый. Породы мальгузарского ко1 в
лекса обогащены, по сравнению с кларком, титаном, ванадием, серЛ
ром, висмутом, мышьяком, сурьмой, молибденом и золотом.	I
Наибольшее практическое значение из указанных элементов именв
титан и золото. Значительные породообразующие концентрации читав
в виде вкрапленности ильменита в «рудных габбро-диабазах» (до 20в
по Баранову и др. 1978) известны на северном склоне МальгузароЛ
гор. Золото местами образует промышленные скопления, приурочен»
к районам с развитием кислых дифференциатов комплекса, т. е. кв
сткам, где максимально проявлена контрастность изучаемой ассс.щЛ
ции. Золотое оруденение и дайки мальгузарского комплекса связ, Л
парагенетическими отношениями. Дайки несут признаки, свойствен в
как до-, так и внутрирудным образованиям. Выявленная связь золоЛ
рудной минерализации с мальгузарским комплексом является нои
для Западного Узбекистана, определяющей приуроченность руды
процесса к геосинклинальной стадии каледонского магматизма.
Наиболее перспективны участки проявления контрастной труп
мальгузарских даек, включающие кислые дифференциаты. Эти учась
требующие при проведении поисковых работ на золото повышенна
внимания, находятся главным образом в центральной части и зап;
ном окончании хр. Северного Нуратау.	1
Породы мальгузарского комплекса ранее (Хамрабаев, 1958) от
сились к силурийскому' (каледонскому) комплексу’ основных эффу
нов. Позднее при крупномасштабном геологическом картировм
Мальгузарских и Нуратинских гор выяснилось, что значите.™
104
 часть вулканитов в действительности является ишрузивной (субвулка-
 иической). хотя и связана с вулканическими образованиями парагенс-
1 тическими отношениями.
Как вулканические, так и интрузивные образования обнаруживают
I пространственную приуроченность к отложениям не моложе лландове-
 ри. Те и другие испытали зеленокаменное перерождение и одновремен-
I ио участвовали в складчатых деформациях. Почти каждой разновид-
ности пород вулканической фации находятся соответствующие по со-
I ставу (петрохимические) интрузивные аналоги.
Таким образом, мальгузарский комплекс — интрузивная субвулка-
ническая часть раннесилурийской существенно базальтоидной вулкано-
плутонической ассоциации Нуратинских гор. Такие ассоциации обычно
характеризуют «переходные» или «островодужные» стадии развития
I вулканогенных базитовых зон (приложение 2, 4)-
Позднесилурийский (?) кошрабадский габбро (эссексит)-
сиенит-граносиенитовый комплекс
f Представлен одноименным массивом яйцеобразной формы (пло-
I щедь 190 км2), находящимся на южном склоне Северо-Нуратинского
I хребта. Вытянут в северо-западном направлении, имеет смешанные
I признаки межформационного и дискордантного плутона с кольцевым
I внутренним строением. Формировался в области сочленения группы
I субширотных разломов с поперечным к ним Чармитанским. На юге
I массив прорывает породы джазбулакской свиты (лландоверийский
I ярус), в том числе и залегающие в них линзовидные тела микрогаббро
i и габбро-диабазов мальгузарского комплекса, а на севере — отложения
I К(мбро-ордовикской живачисайской свиты. Вдоль восточного контак-
I та круто срезает изоклинально-складчатые образования раннесилурнй-
I ikiix караташской, джазбулакской и наукатсайской свит.
I Северный и восточный контакты массива крутые, часто отвесные,
I хный — более пологий. Массив образован относительно разновоз-
I ратными подразделениями (от ранних к поздним): 1) фельдшпатизи-
['^чанные габброиды, 2) мелко-и среднезернистые амфибол-пироксено-
L вис и пироксен-амфиболовые эссекситы, 3) средне- и крупнозернистые
^Ьфибол-пироксеновые и пироксен-амфиболовые меласиениты, сиенит-
|они ниты и монцониты, 4) крупно- и грубозернистые пироксен-амфи-
хоповые порфиробластические (овоидные) сиениты, 5) крупнозерни-
В гi'Hv амфиболовые плагиосиениты (андезиниты), 6 мелкозернистые
I (горфиробластические (овоидные) пироксен-амфиболовые сиениты, 7)
амфиболовые нордмаркиты (жильные), 8) мелко- и среднезернистые
амфибол-биотитовые, и пироксен-амфибол-биотитовые диориты (сиени-
ю-диориты) и кварцевые диориты (кварцевые сиенито-диориты), 9)
 крупно- и грубозернистые амфибол-биотитовые, 10) крупновкрапленни-
ВЖивые амфибол-биотитовые кварцевые сиениты п граносиениты.
[ Сложная многофазовая серия жильных пород расчленяется на три
Li.носительно разновозрастные группы. Первую образуют: 11) биотит-
амфиболовые кварцевые сиенит-порфиры, сиениг-пегматиты и турмали-
НмВьк пегматоидные граниты. Вторая группа включает: 12) гранатсо-
«цфжащие пироксен-амфиболовые, амфибол-пироксеновые и амфиболо-
»ые микроэссекситы и эссексит-порфириты, 13) мелкозернистые био-
Ьп-амфиболовые сиенито-диориты и кварцевые сиенито-диориты, 14)
«Hi Ik, зернистые амфибол-биотитовые нордмаркиты, 15) мелко-и средне-
крнис гые крупновкрапленниковые амфибол-биотитовые нордмаркиты
и граиосиениты, 16) крупно-, средне- и мелкозернистые, участками пег-
105
матоидные субщелочные граниты. Третью группу представляют: 17)
мелко- и среднезернистые амфибол-биотитовые кварцевые сиенито-
диориты, 18) мелко- и среднезернистые амфибол-биотитовые кварце-
вые сиениты, 19) мелкозернистые существенно биотитовые граносие-
ниты и граниты.
По геолого-петрографическим особенностям комплекс подразделен
на две ассоциации пород —раннюю и позднюю, характеризующиеся
геолого-петрографическим и петрохимическим своеобразием. Породы
ранней ассоциации (1—7) в центральной части массива слагают мно-
жество разновеликих тектонических блоков, которые окружены по вне-
шнему контуру породами поздней ассоциации. Наиболее широко рас-
пространены крупно- и грубозернистые порфиробластические сиениты,
занимающие в общей сложности около 40 км2 площади Кошрабацского
массива. Породы всех остальных подразделений этой ассоциации
имеют по отношению к ним резко подчиненное значение.
В образовании пород ранней ассоциации ведущая роль принадле-
жала процессам метасоматического преобразования (фельдшпатиза-
ция, эгиринизация, амфиболизация) габбрового субстрата, останцы-
реликты которого местами по площади значительно превосходят вклю-
чающие их монцониты, меласиениты, овоидные сиениты. Метасомати-
ческие процессы развивались неравномерно, чем обусловлена неустой-
чивость минерального состава, структуры и текстуры большинства ран-
них пород комплекса. Местами метасоматические процессы перерас-
тали в анатектические, что способствовало образованию резких (инт-
рузивных) контактов между породами разного состава, появлению
пограничных явлений и формированию текстурно однородных тел.
Небольшие (до 1500 м2) тела эссекситов, монцонитов, мелкозерни-
стых овоидных сиенитов обычно вырисовываются как шлирообразные
автопнтрузивные обособления, незначительно перемещенные с места
своего рождения- В отличие от ранней ассоциации породы поздней яв-
ляются явно интрудированными телами с высокой степенью однород-
ности вещественного состава, текстур и структур. Они слагают разби-
тое тектоническими нарушениями периферическое кольцо Кошрабад-
ского интрузива. На их долю приходится около 150 км2 его площади,
сложенной в основном грубо- и крупнозернистыми крупновкрапленпи-
ковыми граносиенитами.
Петрографически породы обеих ассоциаций, включая жильные
близки между собой, что нашло отражение в тождественности профи-
лирующих породообразующих минералов, в частности плагиоклаза (ос
човного олигоклаза) и амфибола, представленного преимуществен»
феррогастингситом. Кроме того, породы обеих ассоциаций родни'
структурная общность, выражающаяся в развитии в них вкрапленнв
ков — овоидов ортоклаза с характерным маргинационным строением
Ввкрапленники ранней ассоциации, судя по взаимоотношениям
главной массой и реликтам заключенных в них плагиоклаза и пироы
сена, являются порфиробластами. В
овоидных породах
поздней
ассо-
циации вкрапленники распределены более равномерно. Во вмещают.
массив накоплениях, их ксенолитах в овоидных граносиенитах, а таг
же в маломощных апофизах вкрапленники отсутствуют. Щелочной по
левой шпат главной массы из ранних пород также ортоклаз, а из глаи
ной массы граносиепитов — ортоклаз и микроклин. Пироксен, являю
шийся существенной составной частью эссекситов и сиенитов ран»
ассоциации, относится к диопсид-авгиту, в той или иной степе,
эгиринизированному, местами определяется как близкий к федоровп'
эгирин-авгит.
106
Среди пород поздней ассоциации пиооксен встречается лишь и мик-
роэссекситах и
эссексит-порфир итах
(П
группа жильных пород) и
представлен титан содержащим
ооычно
затронутыми
процессам
авгитом, очень ре iko — гитап-авги ом.
и эгиринизацип. Биотит представлен
высокожелезистои
то иды
поздней
разновидностью, характеризует
ассоциации.
Первичные структуры
в основном грани-
пород ранней ассо-
циации офитовая (габбро, эссекситы, частью монцониты и сиениты),
гипидиоморфнозернистая, аллотриоморфнозернистая и паналлотрпо-
морфнозернистая, местами эвтектоидная (порфиробластические сиени-
ты, отчасти монцониты и сиснит-монцониты), монцонитовая (монцонитьг
и сиенит-монцониты) фиксируются в основном как реликтовые, преоб-
разованные по всей площади массива в порфиробластическую, грано- и
диабластическую. Структура главных фазовых пород поздней ассоциа-
ции порфировидная, гипичиоморфно и призмагическизернистая. Глав-
ные акцессорные минералы — сфен, ильменит, магнетит, апатит, в не-
которых разновидностях пород существенное значение имеет гранат
(меланит).
Эволюция основных петрохимических параметров кошрабадского
комплекса связана с гомодромным характером его формирования, в
коде которого от фазы к фазе повышается содержание кремнезема, ще-
лочей калия и натрия и, наоборот, сокращается количество железа,
.магния, кальция и титана. Габброиды, рассматривающиеся в качестве
.пород субстрата ранней ассоциации, возможно, не имеют прямого (ге-
нетического) отношения ко всей остальной серии пород комплекса, по
Арставу близки к типовому' оливиновому базальту. Все остальные его
подразделения, по-видимому, фракционированы магмой щелочного
овивин-базальтового состава. Тип щелочности ведущих типов пород ка-
лпнатровый с близкими содержаниями натрия и калия, подтип натри-
калиевый, но иногда встречаются отклонения в сторону' малокалисвых
(плагиоспсниты) и калиевых (мелкозернистые порфиробластические
сиениты) пород. Отличительная петрохимическая особенность комп-
лекса — высокая общая железистость, колеблющаяся от 74 до 82%, и
повышенная титанистость. В нормативном составе указанные петрохи-
vH’-гские особенности выражены высокими значениями магнетита и
Иьмени-а и преобладанием в салических членах ортоклаза над альби-
Itc'i. В жильных породах комплекса воспроизведены важнейшие петро-
химические черты его фазовых подразделений. Условия стабилизации
I Кошрабадского интрузива соответствуют мезоабиссальным глубинам.
 Данные по магнитной восприимчивости пород кошрабадского комп-
лекса подчеркивают разделение его на две группы пород: ранний суб-
: шплекс относится к умеренно и сильно магнитным образованиям
г.’5(’—1800’10 ' СГС), поздний — к немагнитным (12—17-10 '3 СГС).
Минералого-петрографические и геологические особенности пород
..эмплекса указывают на большое сходство их с ассоциациями типа
о® аки ви.
к Ведущие подразделения комплекса — сиениты, граносиениты и их
кплгные аналоги — характеризуются повышенными содержаниями
мота, кобальта, бериллия, свинца, цинка, иттрия, галлия. Близки к
Марковым концентрации вольфрама и лития. Пространственно и, по-
впдпмомг, парагенетически с этим комплексом связана золото-вольфра-
рщвая, золото-мышьяковая и золото-полиметаллическая минерализа-
кпя1 перспективы которой распространяются на всю площадь Кошра-
садского интрузива и его экзоконтактовые зоны. Особенно благоприят-
ны в этом отношении зона южного экзоконтакта (здесь интрузив по-
107
лого погружается поп, вмещающие силурийские отложения) и погребен-
ное пот молодыми накоплениями западное окончание массива-
Поскольку образование гранитоидов типа рапакиви всегда связано
с посторогенными стадиями развития зон с мощным складчатым осно-
ванием, вопрос о возрасте кошрабадского комплекса необходимо ре-
шать с учетом требуемой для его формирования обстановки геологи-
ческой стабилизации района.
Условия образования поздней ассоциации комплекса, морфологи-
ческий тип Кошрабадского массива дают основание считать его сфор-
мировавшимся в консолидированной структуре. В фанерозойской исто-
рии развития района такие условия, фиксирующиеся региональными
несогласиями, могли иметь место неоднократно. Одно из них в Запад-
ном Узбекистане приходится на поздний силур -ранний девон. Возмож-
но, что формирование комплекса следует связывать с указанным про-
межутком времени. Нижняя возрастная граница обозначена лудлов-
скими отложениями, верхняя — в пределах палеозойского разреза не
установлена. Радиологические датировки (калий-аргоновый метод, ам-
фиболы, биотиты, САИГИМС, ЦНИГРП, ВСЕГЕИ), колеблются от
229 до 444 млн. лет. Особого внимания заслуживают значения, охваты-
вающие интервал времени от 344 до 444 млн. лет-
Ранне-среднедевонский трахилипарит-трахибазальтовый
вулканический комплекс чимкурганской и бандской свит
Выходы чимкурганской свиты обнажаются на северных склонах
Северо-Нуратинского хребта, в горах Дарбазатау и Ппсталитау. Сви-
та имеет тектонические контакты с сопряженными образованиями. Воз-
раст ее палеонтологически обоснован как ранне-среднедевонский. Наи-
более представительны разрезы в юго-восточной оконечности гряды
Нисталитау, где эти отложения прослежены параллельно оси структу-
ры на расстоянии 3,0 км. Свита образована переслаивающимися трахи-
базальтоидами и их туфами, туфами трахитового состава, алевроли-
тами, сланцами, известняками и кремнистыми породами, которые в
сумме составляют около 1500 м. Вулканическая часть доминирует, за-
нимая в целом около 90% мощности.
Разрез насышен дайками и штокообразными субвулканическими
те тами диабазовых порфиритов, габбро-диабазов, трахитов. Сущест-
венная роль принадлежит лавам (до 70%). Для части лавовых пород
северного склона и предгорной равнины Северного Пуратау характер-
но подушечное сложение. Состав базальтопдов изменяется от трахпан-
дезито-базальтов до трахибазальтов при общем лейкобазальтоидном
уклоне- Подавляющая часть лавовых пород скуднопорфировая минда-
лекаменная. Афировые разности имеют подчиненное значение. Во
вкрапленниках плагиоклаз, пироксен, редко оливин и роговая обманка.
Первичный плагиоклаз — андезин, обычно альбитизирован, по нему
развиваются кальцит, хлорит, серицит, стильпномелан, пелитовое ве-
щество и кварц. В интерстициях выделений плагиоклаза отмечены
зерна калиевого полевого шпата. Оливин, пироксен и роговая обманка
вкрапленников замещены хлоритом, кальцитом, лейкоксеном, иногда
кварцем, биотитом и стильпномеланом. Основная масса обогащена лей-
коксеном или пигментирована рудной пылью, в большинстве случаев
раскристаллизована, имеет пилотакситовую, интерсертальную, диаба-
зовую и микродиабазовую структуру. Миндалины заполнены кальци-
том. хлоритом, кварцем и редко альбитом, биотитом, белой слюдой.
108
Аналогичные преобразования характерны для субвулканических диа-
базов и габбро-диабазов.
Пирокластолиты базальтоидов представлены витрокласгичсскимн,
витрокристаллокластическими и литокристаллокластическими туфами
и тефроидами. В сложении туфов участвуют обломки пузырчатого
стекла, замещенного хлоритом и лейкоксеном, альбитизированного
плагиоклаза, калишпата, темноцветных минералов, тонкоструктурных
базальтов с микролитовой структурой, миндалекаменных базальтоидов
и альбитофиров. Обломки плотно соприкасаются друг с другом, имея
ка! четкие, так и неясные очертания. Иногда присутствует небольшое
количество хлорит-лейкоксеновой связующей массы.
Трахилипаритовая часть комплекса (бандская свита) не имеет вы-
хо ов на дневную поверхность. Вскрыта буровыми скважинами и ка-
навами в гряде Ханбандытау. По гравимагнитным данным свита рас-
пространена в субширотной полосе шириной до 11 км и протяженностью
более 25 км. Стратиграфических соотношений с чимкурганской свитой
не имеет. Подстилающие отложения не установлены. Свита без призна-
ков несогласия, но, возможно, трансгрессивно перекрывается терриген-
н'о-карбонатными накоплениями учкулачской свиты, относимой к жи-
мтскому ярусу-
Приведенные данные свидетельствуют о вероятном доживетском
ПИ1?расте комплекса, а с учетом палеонтологического материала по чим-
урганской свите он может быть уточнен как ранне-среднедевонский.
 Разрезы бандской свиты отличаются сильной фациальной изменчи-
|>истью. По бандскому амфитеатру на вскрытую мощность до 1000 м
, ита представлена (снизу вверх): 1) трахилипаритовыми, трахилипа-
рпт-тацитовыми и андезит-дацитовыми порфирами субвулканического
•)б.»1ка, 200 м, 2) лавами, игнимбритоподобными псевдофлюидальнымп
уфами липаритов с прослоями туфов трахилппарит-дацитового со-
• ~ава. 100 м, 3) туфами, игнимбритоподобными туфами трахилппарп-
Впрго н трахилипарнт-дацитового состава, 500 м.
Павы (трахилипаритовые) относятся к порфировому структурному
типу. Вкрапленники в них сложены кварцем, калишпатом, кислым пла-
гиоклазом, опацитизированным амфиболом. Полевые шпаты политизи-
рованы, серицитизированы. Из акцессорных минералов встречаются
апатит и циркон. Основная масса кварц-полевошпатовая, микрофель-
>птоиая, микросферолитовая, микропойкилитовая. По основной массе
развиваются гидрослюды, серицит, кварц и хлорит, наблюдаются вклю-
чения обломков денитрифицированного стекла. Кислые субвулканиче-
cMie породы петрографически очень близки к лавовым образованиям.
Андезито-дациты бандской свиты образованы вкрапленниками квар-
п, плагиоклаза, амфибола, биотита, реже пироксена и оливина, акцес-
сорные минералы представлены апатитом, цирконом и магнетитом.
Основная масса микролитовая, содержит кварц и заметное количество
‘й.тишпата. В ней часто наблюдаются меланократовые обособления с
интерсертальной структурой, концентрирующиеся вокруг вкрапленни-
ков. Из вторичных минералов присутствуют серицит, мусковит, опацит,
карбонат.
Пирокластолиты кислой группы пород представлены литокристал-
.юкластическими, витрокластическими и витрокристаллокластическими
туфами, игнимбритами трахилипаритового и трахилипарнт-дацитового
<. кланов. Игнимбриты сложены обломками фенокристов кварца, кали-
ицата кислого плагиоклаза, стекловатыми линзовидными образова-
ниями типа фьямме. обломками трахилппаритовых порфиров с микро-
109
фельзитовой основной массой. Связующая масса кварц-полевошпато-
вая неравномерно раскристаллизованная крнптопойкплитовая, сферо-
литовая, псевдофлюидальная, реликтовая пепловая. В группе субвулка-
нических пород изредка встречаются трахитовые порфиры с редкими
вкрапленниками калишпата и трахитоидиой основной массой из нечет-
ко ориентированных удлиненных табличек калишпата и небольшого
количестве кварца, х.юрита, белой слюды.
Химические составы трахибазальтоидов комп.'Екса изменяются от
нефелнн-нормативных до кварц-нормативных. Преобладают высокоти-
танистые разности- Глинове.мистость пород умеренная. Тип щелочности
изменяется от натрового до калинатрового. В трахилппаритах резко
возрастает содержание калия, который, как правило, преобладает над
натрием. Глиноземистость пород несколько повышенная. Согласован-
ные вариации составов основных и кислых вулканитов, а также и тра-
хитовых разностей подчиняются «боуэновскому» тренду, что указы-
вает на большую вероятность генетической общности описанных по-
род.
В трахибазальтоидах выявлены повышенные против кларка кон-
центрации свинца, цинка, бария, циркония, бериллия, молибдена.
Среднекаменноугольный каттаичский габбро-диорит-
гранодиоритовый комплекс
Слагает восточную часть Темиркибукского массива, известную под
названием Кескенсайской «дайки», Мадаватский интрузив, Сангузар-
ское тело в северной и Пулатбулакское в южной части Темиркобук-
ского массива, Муллакамальскую дайку (находится между Темирко-
букским и Мадаватским интрузивами), группу Кансайских тел на за-
падном окончании Северо-Нуратинского хребта, Ухумское тело, распо-
ложенное к востоку от Темиркобукского массива.
Кескенсайская «дайка» и Пулатбулакское тело приурочены к Кат-
таич-Пулатбулакской синклинальной зоне. Контакты Кескенсайского
тела обнаруживают в разрезе встречные направления падения, в пла-
не оно вырисовывается симметричным плутоном с преимущественно
габброидным и диоритоидным окаймлением и гранитоидной осевой
частью.
Мадаватский массив представляется сдавленным в субширотноу
направлении штокообразным межформационным плутоном с признака-
ми кольцевого строения, выраженными расположением по перифери-
ческой части плутона габброидных тел, а в центральной части — глав-
ных фазовых гранитоидов комплекса. Кескенсайские тела являются
факолитами, а Муллакамальская дайка и Сангузарский массив — ти-
пичными пластовыми телами (последний представляет серию сблюю i-
ных в пространстве дайкообразных тел).
Комплекс представляет многофазовую гомодромную ассоциация
пород (приложение 5), включающую (от древних к молодым): 1) меы
ко- и среднезернистые габбро и габбро-амфиболиты, 2) мелко- и сре/у
незернистые габбро-диориты и диориты, 3) мелко- и среднезернистые
амфибол-биотитовые сиенито-диориты и кварцевые сиенито-диорптщ
4) среднезернистые амфибол-биотитовые кварцевые диориты, 5) сред-1
не- и крупнозернистые роговообманково-биогитовые гранодиориты J
кварцевые монцониты, 6) биотитовые и двуслюдяные гнейсовидньс
граниты, 7) жильные адамеллиты, аплит-граниты, двуслюдяные граны
ты, 8) дайки диоритовых и кварцевых диоритовых порфиритов, грано-
диорпт-порфпров и кварцевых монцонпт-порфиров.
ПО
Габбро, габбро-амфиболиты и близкие к ним по особенностям ве-
щественного состава и возрастному положению породы развиты в Те-
миркобукском и Мадаватском массивах и Муллакамальской дайке. В
Темиркобукском массиве габбро слагают одно из наиболее крупных Ав-
гасайское тело (ширина до 0,2 км, протяженность 1,25 км). Характер-
но, что все габброидные тела избирательно располагаются либо спели
‘карбонатных отложений, либо в непосредственной близости от них, о
чем можно судить по мелким блокам карбонатных пород, роящихся
о.-.оло выходов габброидов. Особенность габброидов—чрезвычайная
неустойчивость макро- и микроскопических признаков вещественного
состава, текстуры и структуры, что сказывается в вариациях окраски,
'размерности зерен, их количественных соотношениях, химизме и др.
Габбро Авгасайского тела состоят из плагиоклаза (андезина — лаб-
радора, частично поизитизированного, серицитизированного), авгита,
Ькерсхтитоподобного коричнево-зеленого амфибола, обыкновенной рого-
Вом обманки, актинолита, красновато-бурого биотита, небольшого ко-
личества микроклин-криптопертпта и кварца. Прочие тела габбро
представлены существенно амфиболизпрованными (до габбро-амфи-
болитов и амфиболитов) разновидностями, в составе которых часто
присутствует реликтовый авгит. В виде значительной, часто породооб-
разующей примеси в них нередко встречаются цоизит и клиноцоизит.
Структура габбро Авгасайского тела — габбровая, в пр^контактопой
части отчетливо выражена призматпческизсрнистая, комбинирующая-
ся с лспидогранобластовой (за счет наложенной биотитизацпи). В дру-
гих выходах структура габброидов определяется как бластопризмати-
ческизсрнпстая, кристаллобластическая, лепидо- и пойкплобластиче-
.Kdi, гетерогранобластовая. Вторичные изменения определяются как
актпнолитизация. эпидотизация, биотитизация. Меньшее значение
имеют хлоритизация, пренитизация.
Габбро-диориты и диориты распространены преимущественно ввосточ-
I ой половине Кескенсайской «дайки», где образуют дугообразное тело
(Ксттаичское) площадью 4,6 км2 и согласные дапкообразные саттелпты,
1 сопровождающие ее северную и южную границы. Кроме того, ими сло-
1жена большая часть Сангузарского массива, а также некоторые эндо-
| контактовые тела Мадаватского интрузива. Сиенпто-диориты и кварце-
I вне ещнито-диорпты развиты в пределах Кескенсайской «дайки» (тело
3,5X0,3 км и другие тела меньших размеров), слагают Ухумский инт-
Ьузив (около 0,25 км2), образуют тело протяженностью 4,0 км при ши-
ите 0,4 км в Мадаватском массиве. Кварцевые диориты максимально
I распространены в Кескенсайской «дайке» (дугообразное тело площадью
| 4,8 км.2 повторяющее в целом внешний кон гур Каттаичского тела и
Как бы вкладывающееся в него), слагают Кансайские тела и неболь-
f шпе тела Сангузарского саттелита. Гранодиориты — кварцевые мок-
1 цониты слагают в Кескенсайской «дайке» тело, занимающее около 60%
(26 км2) ее площади, небольшие тела в Сангузарском массиве и боль-
шую часть Мадаватского интрудива. Двуслюдяные граниты представ-
। лены осевым телом протяженностью 7,0 км, шириной до 0,5 км в цент-
ральной части Кескенсайской «дайки».
Оптические свойства породообразующих минералов в указанных
Разновидностях сходны. Плагиоклаз образован тремя поколениями зе-
я: 1) изомстричными, часто переменно зональными зернами, 2) приз-
атпческими со слабой выраженной преимущественно прямой зональ-
L нретью. 3) ксеноморфпым интерстициальным альбитом и альбит-олиго-
Iазом. В диоритах и сиенито-дпоритах состав изометричпого зональ-
111
него плагиоклаза практически одинаковый — от основного олигоклазу
до кислого лабрадора, в кварцевых диоритах, гранодиоритах и квар-
цевых монцонитах — от среднего олигоклаза до основного андезина
Призматические зерна обычно соответствуют кислому андезит 1
олигоклаз-андезину, а доля его в каждом более молодом подразде-
лении несколько выше, чем в предыдущем. Калинатровый полевой
шпат —- микроклин-микро- и криптопертит большей частью интерсти
циальный, но иногда формирующий порфировидные выделения (в гра-
нодиоритах и кварцевых монцонитах). Амфибол дает три модифика-
ции: 1) обыкновенную зеленую роговую обманку, 2) актинолит, 3) ура
лит, развивающийся псевдоморфно по реликтам диопсид — авгита.
Биотит обнаруживается в породах в виде двух генераций: 1) крупноче-
шуйчатый породообразующий коричневато-бурый с зеленоватым оттек
ком, 2) мелкочешуйчатый вторичный хЯгеновато-коричневып. Кварц 8
диоритах и сиенито-диоритах интерстициальный, в кварцевых диоритах
гранодиоритах и кварцевых монцонитах наряду с интерстициальным
Кроме тог
акцессор№.<
кварцем возрастает количество зерен лапчатой формы,
отмечается мирмекитовый и симплектитовый кварц. Из
распространены сфен, апатит, циркон, ортит, монацит, рутил и турки
лин. Первичная структура пород призматическизернистая (характер
зуст все типы пород), гипидиоморфнозернистая (частично наблюдает!
в кварцевых диоритах и гранодиоритах), монцонитовая (встречается
сиенитоидных разностях пород).
Двуслюдяные граниты состоят из плагиоклаза (слабо зональнь
широкотаблитчатый олигоклаз и альбит-олигоклаз), микро- и крипт,
пертитового микроклина, катаклазированного ксеноморфного кварт
хлоритизпрованного биотита, мусковита и акцессорных аппатпта, ци
кона, граната. Структура гипидиоморфнозернистая, осложненная кат.-
клазом и последующими метаморфическими преобразованиями превр.
щенная в бластогранитовую и гранолепидобластовую с выражен®
параллельной ориентировкой чешуек слюды.
Обобщенный тип акцессорной минерализации пород компле.,.
циркон-апатит-сфеновый (с турмалином и ортитом). Отмечаются ед?
ничныс знаки самородного золота (габбро-диориты, сиенито-диорит
гранодиориты).
В содержании важнейших породообразующих элементов различи
подразделений каттаичского комплекса нашла отражение гомодродц
эволюция его состава, зафиксированная последовательным (от фазы
фазе) нарастанием содержаний кремнезема и щелочей с соответств;
щим сокращением железа, магния и кальция. Монцонитоидное уклон
ние пород комплекса проявляется в постоянном преобладании в груц
щелочей калия, наблюдающимся даже в габброидах и диор
тоидах. Тип щелочности пород калинатровый, подтип натри-калиевь
Общая железистость определяется как низкая и средняя (54%), мак
мальных значений достигает в гранодиоритах и двуслюдяных гранит;
Комплекс сформировался на мезоабиссальных глубинах.
Породы имеют низкую магнитную восприимчивость, практич, с
немагнитны. При этом от ранних габброидов к завершающим границ
отчетливо наблюдается нисходящий ряд значений (от 31 до 3X10
СГС).
Характерные элементы-примеси кобальт, никель, хром, ванад!
медь, цинк, свинец. В зонах гидротсрмально-мстасоматических изме
нпй (альбитизация, окварцевание) резко возрастают содержания чьи
яка, грмания и золота. С породами комплекса пространственно ?а
112
циируется золоторудная минерализация хр. Северного Нуратау. Р. И.
Ярославским' показана генетическая связь этой минерализации с дио-
ритоидами и внутриформационпое возрастное положение ее по отноше-
нию к каттаичскому комплексу в целом, что, безусловно, расширяет
перспективы поиска эндогенного золотого оруденения. Каттаичский
комплекс явился источником многочисленных четвертичных золотонос-
ных россыпей западной части хр. Северного Нуратау- Таким образом,
наличие в этом районе интрузивных проявлений каттаичского комплек-
са, особенно пород повышенной основности, следует рассматривать как
один из геологических поисковых признаков россыпного золота. Де-
тально этот вопрос рассмотрен X. Т. Тулягановым и Л. 3. Палеем.8
Породами комплекса прорваны и метаморфизованы песчаники, але-
вролиты и известняково-глинистые отложения позднебашкирского —
раннемосковского возраста (кельвасайская свита). Галька, представ-
ленная всеми разновидностями каттаичских пород, содержится в верх-
немосковских обломочных отложениях северного склона Северо-Ну-
ратинского хребта. Наибольшие значения абсолютного возраста (ка-
лий-аргоновый метод) получены по диоритам и гранодиоритам Те-
Смиркобукского интрузива — 304—309 млн. лет (амфиболы, ВСЕГЕИ)
и по двуслюдяным гранитам из гальки в верхнемосковских конгломе-
ратах— 320 млн. лет (мусковиг,САИГИМС)-
Среднекаменноугольно-раннепермский шуракский комплекс
гранитоидов
Распространен в Северном и Южном Нуратау. В Северном Нура-
ргтауон слагает большую часть Темиркобукекого интрузива (170 км2),
полностью Устукский (120 км2), Сентабский (25 км2), Акчабский
123 км2), Койташский (47 км2) интрузивы, а в Южном — Актауский
(190 км-), Янгаклыкский (20 км3). Битабский (17 км2) и Заркайнар-
енпй (170 км2) интрузивы Большинство массивов комплекса конформ-
нк по отношению к оружающим их породам (Темиркобукский, Уступ-
ишь Акчабский, Актауский, Янгаклыкский, Битабский, Заркайнар-
Кпй), некоторые — дисконформны (Койташский, Сентабский), сфор-
мированы на разных уровнях глубинности, пространственно тяготеют
1|гвыст\пам байкальского основания или к пограничным участкам их с
Ижюзойскими отложениями.
ВШуракский комплекс состоит из трех субкомплексов: дарасайскою,
Собственно шуракского и гатчинского.
Средне-позднекаменноугольный дарасайский гнейсо-
гранитоидный и гранитоидно-гнейсовый субкомплекс
Б Наиболее широко представлен в Актауском интрузиве. В западной
ми левине этого массива проявлена грубая концентрическая зональ-
ность, обнаруживающая, с одной стороны, обилием тонких прокла-
Uok-остйнчов вмещающих сланцев и гнейсов протяженностью до 4,0 км
при м щности до 50—60 м и создающих специфический строматитовый
рисунок строения эндоконтактовой зоны массива, особенно отчетливый
в но южной части (приложение 2), а с другой, облеканием ядерной
3 3ai иски У.ю отд. В.\1О вын. 34, 1981.
 Тутяганов X. Т.. Палей Л. 3. Четвертичные россыпи Узбекистана. Ташкент,
7112
ИЗ
части массива с севера и юга гнейсоватыми фациями гранитоидов пэ
вишенной основности.
Субкомплекс образован следующими подразделениями (от древних
к молодым): 1) тонко- мелкозернистыми порфировидными биотит-
амфпболовыми кварцевыми диорито-гнейсами, монцонито-гнейсами
тонально-гнейсами и гранодиорито-гнейсами (со своеобразным иголь-
чатым амфиболом) с вариациями состава до кварцевых сиенито-диори-
тов и кварцевых монцонитов, 2) среднезернистыми местами порфиро-
видными гранодиорито-гнейсами и соответствующими им гнейсо-грани-
тоидами, 3) крупно- и среднезернистыми гнейсоватыми разнозернисты-
ми биотит-амфиболовыми кварцевыми диорито-гнейсами, гранодиорито-
гнейсами п аналогичными гнейсо-гранитоидами. В образовании этих
пород ведущая роль принадлежит процессам метаморфизма, фельдшпа-
тизации, гранитизации и мигматизации.
А.ктауском массиве широко распространены тонко- и мелкозерни-
стые в различной степени фельдшпатизированные и агматизированные
кристаллические сланцы и гнейсы гранигоидного состава, образующие
в краевых зонах массива узкие лентообразные тела мощностью до
150 м,длиной до 1,0 км, согласные с элементами линейности окружаю-
щих гранитоидов и напластованием вмещающих пород . Встречаются
тела неправильной формы (до 200 м в поперечнике), залегающие, как
правило, среди более молодых гранитоидов. Повмеместно в них встре-
чается много линзообразных, согласных с линейностью гнейсовидных
разностей реликтов кристаллических сланцев с постепенными перехо-
дами к гнейсам.
Внешний облик пород неоднородный и зависит от степени их фельд-
шпатизации, гранитизации и агматизацип более поздними гранптоида-
VIи. Структура пород порфиробластическая. Порфпробласты плагио-
клаза имеют близкую к изометричной форму и переменно-зональное
(средний олигоклаз — средний андезин) строение. Далишпат порфиро-
бластов (встречается реже плагиоклаза) — решетчатый микроклин-
пертит. Темноцветные принадлежат оливково-бурому биотиту и сине-
зеленому магнезиальному гастингситу. Основная ткань существенно
кварцево-полевошпатовая с мелкими призмами амфибола и мелкоче-
шуйчатого биотита. Обильны эпидот, сфен, апатит, циркон, ортит, пи-
рит. Структура основной ткани лепидогранобластовая, гранобластовая,
диабластовая, местами пегматоидная (гранофировая), мирмекитовая,
монцонитовая.
Два других звена дарасайского субкомплекса, как и первое, обра-
зуют довольно крупные линейные тела протяженностью до 20,0 км при
средней ширине 1,0 км. Они изобилуют реликтами гнейсов и кристал-
лических сланцев, расположенных, как правило, в соответствии с по-
ложением гнейсоватости и представляют небулиты, в которых местам!
трудно отделить породы субстрата от собственно гранитоидных мобл-
лизатов. При этом крупнозернистые разновидности содержат реликта
вого материала все же меньше, чем мелкозернистые. Характерно, чтс
все три звена субкомплекса имеют соотношения, указывающие на отно
сительную последовательность их образования, следовательно, на двв
жение, перемещение в пространстве (по-видимому, в состоянии размяг
чения, пластического течения гранптоидного материала).
Оба типа гранитоидов сложены плагиоклазом, кварцем, микрокл
ном, биотитом, амфиболом, акцессорными апатитом, сфеном, ортите'
цирконом, пиритом, ильменитом, монацитом, магнетитом. Осиовш
структурный рисунок породы создан порфиробластовой гранолепнд
бластовой структурой, особенно широко развитой в небулитовых зона
114
На участках с преобладанием гранитоидов структура пород призмати-
ческизернистая и гипидиоморфнозернистая, местами монцонитовая и
мирмекитовая. Из наложенных структур характерны катакластическая,
милонитовая, бластомилонитовая, приуроченные к краевым частям инт-
рузивов. В Темиркобукском массиве дарасайский субкомплекс наблю-
дается в виде неправильной формы ксенолитов до 1,5—2,2 км в попе-
речнике- Их соответствие подразделениям Актауского интрузива не оп-
ределено.
Позднекаменноугольный собственно шуракский гранодиорит-
адамеллитовый субкомплекс
Доминирующая группа гранитоидов шуракского комплекса отли-
чается неустойчивостью схемы образования с индивидуальными оттен-
ками, выражающимися в отклонении от нормальной (гомодромной) по-
следовательности формирования относительно разновозрастных пород.
В Темиркобукском массиве комплекс начинают грубозернистые биоти-
товые граниты, за ними следуют среднезернистые биотитовые адамел-
литы, а затем — мелкозернистые адамеллиты-гранодиори гы. В це-
лом схема образования собственно шуракского субкомплекса опреде-
ляется здесь как антидромная. Смешанный порядок образования по-
род наблюдается в Устукском массиве, где породы второй и третьей
фаз несколько кислее промежуточной. В других массивах, в том числе
Актауском, сохраняется преимущественно гомодромная последователь-
ность пород.
В Темиркобукском, Устукском, Акчабском и Септабском интрузи-
вах развиты в основном биотитовые гранитоиды, а в Койташском, Ак-
1тауском, Битабском и Заркайнарском наряду с бпотитовыми нередко
наблюдаются амфибол-биотитовые разновидности.
В большинстве массивов субкомплекс сложен тремя относительно
разновозрастными фазовыми грапитоидами различной зернистости —
крупной, средней и мелкой. Исключением служит Актауский интрузив
(приложение 2), в котором отмечается четырехфазовое строение суб-
номплекса. Производные первых трех фаз этого массива представлены
гранитами-адамеллитами, а четвертая — гранитами. Причем среди
гранитов-адамеллитов в равной степени распространены как биоти-
товые, так и амфибол-биотитовые разновидности. Там, где они про-
странственно сопряжены друг с другом, между ними всегда фикси-
руются тектонические контакты. Ориентируясь на Янгаклыкский интру-
зив. прорывающий карбонатные отложения и представленный амфп-
бол-бпотитовыми гранитоидами, и на отдельные приконтактовыс уча-
стки Актауского интрузива, можно предположить, что амфибол-биоти-
ювыг гранитоиды Актауского интрузива являются краевой фацией су-
щественно биотитовых гранитоидов около контактов их с ныне эроди-
рованной карбонатной кровлей. Краевые и центральные фации масси-
ва г помощью тектонических движений были совмещены на одном гип-
 ечметрическом уровне.
Ведущее положение по занимаемой площади в субкомплексе име-
ют породы второй и четвертой фаз. Плагиоклаз гранитоидов дает обыч-
ные три модификации: 1) изометричные многозональные переменно-
юнальные зерна среднего олигоклаза — кислого андезина, 2) призма-
» тичсские зерна олигоклаз — андезинового состава, 3) аллотриоморф-
 ный олигоклаз реликтов кристаллпчески-сланцсвого субстрата, места-
I ЧП сохранившегося в межзерновых промежутках породы. Кварц пред-
115
ставляют четыре генерации зерен: 1) неправильный интерст иционный
(породообразующий), 2) реликтовый (в кристаллически-сланцевых ос-
танцах), 3) мирмекитовый, 4) симплектитовый.
Калинатровый полевой шпат-микроклин- и ортоклаз-пертпт содержа-
щий до 28% альбитовой молекулы. Биотит темно-зеленовато-коричне-
вый, амфибол — густо-зеленый гастингсит- Из акцессорных развиты
апатит, сфен, магнетит, ортит, циркон, монацит. Структура сложная:
гипидиоморфнозернистая, местами монцонитовая, гранитовая, с участ-
ками лепидогранобластовой и мирмекитовой.
Завершается субкомплекс жильными породами, среди которых вы-
деляются три относительно разновозрастные группы. К первой относят-
ся единичные дайки порфироидного облика, встреченные в Темирко-
букском (ур. Шурак) и Актауском интрузивах (Джильтемесай, ур.
джаиляу )
Состав даек этого типа варьирует от кварцевых сиенито-диоритов
(Актау) до адамеллитов (Темиркобук), мощность до 1,8 м, протяжен-
ность до 0,3 км. Это гнейсоватые явно очковые (за счет вкрапленни-
ков плагиоклаза) порфироидного облика породы, никогда не выходя-
щие за пределы массивов данного субкомплекса. Структура их порфи-
робластическая с гранолепидобластовой основной тканью и линейной
ориентировкой чешуй биотита и призм амфибола. Оптические свойства
породообразующих и состав акцессорных минералов одинаковы с фа-
зовыми гранитами-адамеллитами.
Жильные породы второй группы — лейкограпиты, двуслюдяныс
граниты, аплиты, пегматит-аплиты.
Позднюю группу представляют дайки кварцевых диорит-порфпритов,
лампрофировидных диорит-порфиритов. граногиориги граниг-порфн-
ров, развитые на небольшой площади в южной части Актауского интру-
зива, в котором шуракский субкомплекс проявился в наиболее полном
виде, а также в Койташском массиве. В общем, однако, послегранп-
тондпые дайки для этого субкомплекса не характерны.
Позднекаменноугольно-раннепермский гатчинский субкомплекс
двуслюдяных и мусковитовых гранитов
Шуракский комплекс завершается гатчинским субкомплексом дву-
слюдяных и мусковитовых гранитов, пространственно повсеместно свя-
занных с гранитоидами собственно шуракского субкомплекса и не об-
разующих самостоятельных массивов, независимых от гранитов-ада-
меллитов. Наиболее полно он проявился в Темпркобукском интрузиве
(приложение 5), где представлен относительно разновозрастными гра-
нитами: 1) среднезернистыми биотитовыми. 2 )средне- и крупнозерни-
стыми мусковит-бититовыми, 3) мелко- и среднезернистыми двуслюдя-
ными, 4) тонко-п мелкозернистыми двуслюдяными, 5) мелко- и средне-
зернистыми биотит-мусковитовыми. Форма тел гранитов разнообраз-
ная. Довольно обычны неправильные пологие залежи, достигающие
9,4ХП8 км в поперечнике, дайки и дайкообпазные тела от 05X0,15 до
7,2X0,55 км. Площадь отдельных тел 36 км2
Петрографически все разновидности гранитов весьма близки друг к
другу и различаются главным образом количественными соотношения-
ми биотита и мусковита. Как правило, они содержат визуально замет-
ный гранат.
Плагиоклаз гранитов образует зерна таблитчатой формы иногда со
слабо заметной зональностью, по составу варьирует от альбит олиго-
жлаза до андезина- Калишпат—решетчатый мпкроклин-микро- и крип-
116
.опертиг содержит в среднем 24% альоитового компонента, местами
формирует вкрапленники пертитовой структуры, отличающиеся от
криптопертитового калишпата главной массы породы. Кварц образует
ксеноморфные зерна, в катаклазироваииых участках нередко регенери-
рованные, наблюдается в виде реликтовых зерен в калишпате и в виде
мирмекитовых вростков. Биотит темно-бурый с красноватым отливом.
Мусковит обычно дает хорошо очерченные таблички, часто ассоции-
рующие с биотитом. Из акцессорное наиболее распространены гранат,
апатит и турмалин. Структура гранитов гипидиоморфнозернистая, ча-
стью мирмекитовая, микропегматитовая и гранофировая, осложнена
катакластической и милонитовой.
Жильные породы образованы гранитами, аплитами, пегматитами.
Мощность жил колеблется от первых сантиметров до нескольких мет-
ров, протяженность до 200, иногда до 400 м.
Химический состав шуракского и дарасайского субкомплексов, судя
по распределению значений ведущих окислов, довольно устойчив. Боль-
шнншво значений кремнезема (вес. %) шуракского субкомплскса —
I 68,5—70,0%- Только породы поздней (четвертой) фазы в Актауском
I массиве выделяются повышенным содержанием кремнекислоты (до
74%). Несколько пониженные концентрации кремнезема характерны
| для группы Южно-Нураганских интрузивов (Янгалык, Бигаб, Заркай-
I нар), залегающих в карбонатном окружении. По величине натрия
(вес. %) разные звенья субкомплекса практически неразличимы (3,5—
4,0% в массивах Северного Пуратау, в Янгаклыкском, Бигабском и
В Заркаппарском массивах Южного Нуратау, 3,0—3,5% в Актауском ин-
трузиве). По содержанию калия граннтоиды первых трех фаз шурак-
L ского субкомплскса в Северном и Южном Нуратау почти одинаковы
(3,0—4,0 вес. %). В завершающих субкомплекс гранитах Актауского
, интрузива количество калия возрастает до 4,5%. Тип щелочности ка-
। тпнатровый доминирующий подтип — кали натриевый, отличающий
эту ассоциацию от ее возрастного аналога — каратюбе-зирабулакского
комплекса, имеющего натрп-калисвую щелочность. Общая железистое гь
гранитоидов оценивается интервалом значений 55-65%. Дарасайский
субкомплекс петрохимически близок к собственно шуракскому. По со-
держанию натрия и общей железистости различить ли ассоциации
I почти невозможно. Тип щелочности субкомплекса калинатровый, под-
k тип кали-натрисвый. Гатчинский субкомплекс характеризуется повы-
| шенными, по сравнению с собственно шуракским, содержанием кремпе-
кислоты, глиноземистостью (устойчивое содержание в нормативном
составе корунда), железистостью (в среднем 60—70%) и общей щелоч-
ностью. В этом субкомплексе изменяется подтип щелочности, который
становится натри-калиевым.
1 Геолого-петрографические и петрохимические данные определяют
абиссальные и мезоабиссальные фации глубинности формирования шу-
ракского комплекса. Абиссальные глубины характерны для дарасай-
ского и частью собственно шуракского субкомплексов, мезоабиссаль-
ные — для собственно шуракского и гатчинского.
Примеры Актауского и Темиркобукского интрузивов, в пределах ко-
торых сохранились фрагменты ранних стадий граннтообразования —
гранито-гнейсовые купола, показывают, что на первых порах формиро-
иания гранитоидов преобладающими процессами являлись гранитиза-
ция и фельдшпатизация пород гнейсового основания купола, затем его
метаморфическая дифференциация, расплавление и мобилизация гра-
киитоидного материала, появление факолитообразных, достаточно одно-
117
родных тел, часто законсервированных средн мигматитовых зон ку-
полов. В дальнейшем мобилизация и перераспределение материала
приводили к обособлению достаточно гомогенных и крупных грани-
тоидных масс, интрудировавших в более высокие горизонты коры и
представленных Устукским, Сентабским, Акчабским, Койташским, Ян-
гаклыкским, Битабским, Заркайнарским интрузивами, а также телами,
слагающими значительные площади Темиркобукского и Актауского
массивов. В формировании этих крупных гранитоидных масс главное
(породообразующее) значение, по-видимому, имели процессы магмати-
ческой дифференциации, завершившиеся образованием пород близкой
к предельной гранитной котектике (гатчинский субкомплекс).
Общие особенности происхождения дарасайского, собственно шу-
ракского и гатчинского субкомплексов зафиксированы пространствен-
ной связью и преемственностью вещественного состава. Они позволя-
ют рассматривать эти ассоциации как члены единой гранитной серии (в
понимании ее по Г. Г. Риду9), представляющей непрерывный ряд по-
род— гранит — параавтохтонный гранит —аллохтонный гранит. Серии
подобного рода, представленные водными и умеренно-водными грани
тоидами (Д. С. Штейнберг, Г. Б. Ферштатер10) образуются обычно всп
норогенную стадию развития геосинклинальных областей, характери-
зующейся альпинотипной складчатостью и регионально-плутонически
метаморфизмом, наиболее выраженным в ядрах крупных брахиантп-
кливальных структур.
Магнитная восприимчивость пород дарасайского субкомплекса со-
ставляет 72—90 10-бСГС, определяя их как очень слабо магнитные. По
значениям магнитной восприимчивости массивы собственно шуракско-
го субкомплекса делятся на две группы. Первую образуют Темиркобук-
скин, Устукский и Акчабский, в которых магнитная восприимчивость
не превышает 100- 10 б СГС (группа очень слабо магнитных гранитои-
дов), вторую — Сентабский, Актауский, Янгаклыкский, Заркайнар-
ский, Битабский с магнитной восприимчивостью от 100 до 500-10-е СГС
(группа слабо магнитных гранитоидов). Магнитная восприимчивость
гатчинских гранитов падает до 1310'6СГС, т. е. они немагнитны.
Акцессорные минералы шуракского и дарасайского субкомплексов
комбинируют следующие ведущие типы: 1) монацит-апатитовый (с гра-
натом, ортитом, сфеном, ильменитом), 2) магнетит-монацит-апатпто-
вый 3) ортит-сфен-апатитовый (с цирконом, гранатом, монацитом и
магнетитом)- Подчиненное значение имеют ильменит-гранатовый, иль-
менит-апатитовый, апатит-цирконовый, гранат-цирконовый, циркон-ор-
титовый. Довольно постоянно среди акцессорных минералов этих ассо-
циаций встречается шеелит, реже — касситерит. В гатчинском субкочп-
лексе преобладают апатит-турмалин-гранатовый и апатит-гранатов 'й
типы акцессорной минерализации.
Из элементов-примесей, содержания которых в шуракских и дара-
сайских гранитоидах постоянно выше кларковых отметим кобальт, ни
кель и олово. Для лития, цезия, тантала, ниобия, вольфрама замечена
тенденция к скачкообразному увеличению содержаний (до 1,5—3J
кларков) в жильных, особенно пегматоидных породах. Иногда в фа л-
вых гранитоидах замечаются повышенные (до 10—100 г/т) значени
вольфрама. Граниты гатчинского комплекса несут повышенные концен'
трапии бора, цезия, лития, висмута, олова. В жильных породах, кром(
указанных элементов, возрастают содержания бериллия, ниобия и тан-
тала.

9 Рпд Г. Г В кп. «Земная кора». М„ 1957.
118
Собственно шуракский субкомплскс отчетливо специализирован на
• ольфрам, что устанавливается приуроченностью к нему скарново-ше-
елитовой минерализации. Кроме того, имеются признаки связи с гра-
|нит01шами этого субкомплскса оловянного оруденения. Учитывая оче-
видный контроль скарново-шеелитового оруднения гранитоидами соб-
. ственно шуракского субкомплекса, представляется, что центр тяжести
глубинных поисков в будущем должен быть смещен на западное окон-
чание северной ветви Южно-Нуратинского хребта, в район широкого
развития благоприятных для скарнообразования карбонатных отложе-
тий. Следует обратить внимание на площадь между Актауском и Битаб-
ским интрузивами, где с помощью геофизических методов необходимо
попытаться выявить возможные локальные воздымания кровли не-
I вскрытых интрузивов, а в дальнейшем на окрестности Заркайнарского
илутона — одного из крупных интрузивов собственно шуракского суб-
kt силекса-
Мсталлогснический профиль гранитов гатчинского субкомплскса до-
I зольно резко отличается ог собственно шуракского. С его жильными
I породами пространственно (и генетически) связаны все сколько-нибудь
Взначительные поля редкометалльных пегматитов, а сами граниты перс-
пективны в отношении оловоносности.
Процесс формирования шуракского комплекса охватил большой
возрастной диапазон. Начальные стадии развития (дарасайский суб-
ко шлекс), по-видимому, совпадали с началом инверсионной стадии
| развития герцинской геосинклинали, а последующие (собственно шу-
I ракскпй и гатчинский субкомплексы) — с синорогенной эпохой ее раз-
I вития, захватившей, вероятно, часть пермского периода. Образование
| дарасайского субкомплекса во времени и пространстве совпало с ре-
пюнальным плутоническим метаморфизмом и формированием «тер-
^Ьльных антиклиналей», которые затем были прорваны гранитоидами
I собственно шуракского и гатчинского субкомплексов. Нижняя возраст-
ная граница ассоциации устанавливается по факту прорывания ею по-
род каттаичского комплекса, испытавшего к тому же воздействие
регионально-плутонического метаморфизма. Верхняя граница фикси-
руется дайками южно-тяньшаньского комплекса (средний — верхний
। риас). Абсолютный возраст гранитоипов (калий-апгоновый метод,
биотиты, амфиболы, ВСЕГЕИ, ИГиГ \Н УзССР) 290—260 млн- лет
(приложение 2, 5, 6).
Гуркест ан о 3 арафша некий сегмент центральной
части Ю ж н о-Т яньшан некой геосинклинали
с нерасшифрованными каледонскими
палеоструктурами
Докембрийский (?) кундаджуазский габбро-гипербазитовый
комплекс
Представлен несколькими телами, выходы которых расположены
вдоль южных склонов Гиссарского хребта. Они трассируют зону глу-
бинного разлома, по которой Байсунский срединный массив (Юго-За-
падный Гиссар) отделен от находящейся севернее геосинклинальной
уттемы Южного Тянь-Шаня. Наиболее крупные тела Кундаджузское
(бассейн р. Туполанг, 0,7 км2) и Захчинское (горы Дккабаг, 0,2 км2)
тшеют линзообразную форму. Контакты с окружающими породами
тктонпческие. Кундаджуазскос тело сложено гипербазитами и габбро-
I ' ДАП СССР. т. 182. 19GS. .V 4.
119
идами. Гипербазиты, занимающие оольшую его часть, представлены
хризотил-антигоритовыми (с баститом) апогарибургитовыми серпенти-
нитами. Среди габброидов, имеющих резко подчиненное по отношению
к серпентинитам значение, выделяются средне- и тонкозернистые ин-
тенсивно измененные (скаполитизированные, уралитизированные, деа-
нортизированные, серпентинизированные) оливин-пирокссновые габбро
диабазы и габбро-диориты. Структура габброидов характеризуется
сочетанием первичной офитовой и вторичной катакластической и мило-
нитовой, развитых по всей площади этих пород. Из типоморфных ак
цессорных минералов серпентинитов отмечаются шпинель, хромит i
магнетит, а габброидов — магнетит, ильменит, сфен и апатит. Химичес-
кий состав габброидов близок к среднему типу габбро альпинотипньц
гарцбургит-габбровых ассоциаций, от которых отличается нескольи
повышенным содержанием титана. Он показывает, что характеризуе
мые габброиды вполне могли быть генерированы океанической толе"-
базальтовой магмой.
С комплексом генетически связаны хром-никелевое оруденение я,
проявления асбеста Южного Гиссара, не имеющие, однако, перепеки
в связи с весьма ограниченными размерами гипербазитовых тел.
Интенсивный метаморфизм пород, их альпинотипный характер
петрохимические особенности позволяют рассматривать кундаджуа:
скин комплекс в качестве возрастного и генетического аналога тачдь
тау-нуратинского комплекса в Западном Узбекистане.
Средне-позднеордовикский андезит-липариговый вулканический
комплекс шильхазорской свиты
На южном склоне Гиссарского хребта, в тектоническом блоке и
левому склону р. Шильхазор, обнажается толща глинистых сланце
песчаников, гравелитов, конгломератов и известняков, содержаще
прослои фельзит-порфиров и туфов среднего состава. Из известиям
собраны криноидеи и табулятоморфные кораллы среднего-позднег
ордовика. Видимая мощность отложений 400 м. Количественные Си
ношения вулканитов и осадочных пород, петрография и химизм в\ш-
нитов не изучены.
Среднеордовикский — раннесилурийский андезит-дацит-липарнтовый
вулканический комплекс шахриомонской и шингской свит
Объединяет вулканогенные образования среднего ордовика —пш
него силура гор Чакыл-Калян и западной части Зарафшанского хре<г
Вулканогенные образования, входящие в состав средне-верхнеордог<
ской шахриомонской свиты, обнажаются в пределах западного окоп-
ния Зарафшанского хребта в междуречье Аксу- Джинтыдарья, в р,
оне перевала Шахриомон и в верховьях правых притоков р. Карасу.
Свита сложена главным образом алевролитами, кварцевыми, по4
миктовыми и вулканомиктовыми песчаниками. К средней части разре
приурочены прослои липарит-порфиров и их туфов мощностью от*
до 20 м. В верховьях р. Ходжакурган установлен некк липарит-порй
ров. Общая мощность свиты 280 м, возраст обоснован богатейш
комплексом органических остатков.
Вулканиты средне-верхнеордовикского возраста известны также
южных склонах гор Чакыл-Калян в составе отложений кызылтур-1
ской свиты. Среди существенно алевро-глинистых образований отме
пы прослои в 1—1,5 м карбонатизированных туфов кислого состав
пачки до 70 м туфоалевролитов и туфопесчаников с линзовидными п;
120
слоями
туфов
свиты
более 950 м.
андезито
дацитового
состава. Мощность кызылтурукской
Вулканогенные породы в составе венлокских отложений (шингская
свита)
установлены на северном склоне гор Чакыл-Калян, где они рас-
пространены в
бассейнах
Ургутсаю в нижней части
ргмтсая,
(120 м)
саев Ходжадык и Камангаран. По
пачка вулканитов представлена
пестроокрашенными линаритовыми,
фельзитовыми и андезит-дацитовы-
ми порфирами и их туфами, в верхней — туфопесчаниками, переслаи-
вающимися с туфами кислого состава, туффитами и туфоаргиллитами.
На южном склоне гор венлокскис вулканиты развиты в верховьях
саев Навдароз и Озикишлак. По Озикишлаксаю они сложены туфами
кислого состава, туфоалевролитами и туфопесчаниками, реже липарит-
порфирами и ортофирами с прослоями органогенно-обломочных изве-
стняков с венлокской фауной. Мощность до ПО м.
Петрография и химизм среднеордовикских—нижнесилурийских вул-
канитов гор Чакыл-Калян и западной части Зарафшанского хребта
аналогичны вулканитам синхронного им вулканического комплекса Зи-
рабулакских гор.
С комплексом связаны эксгаляционно-осадочные проявления мар-
ганца в ассоциированных с вулканитами осадочных породах.
У
Ранне-среднекаменноугольный липарит-андезит-базальтовый
вулканический комплекс каратагской и суффинской свит
Объединяет вулканогенные образования каратагской и суффинской
свит Южного Гиссара. По особенностям состава выделяется три типа
разрезов- Один из них характеризует осевую часть и северные склоны
Гиссарского хребта, где представлен базальтопдами (лавы и реже ту-
фы), обычно преобразованными в амфиболиты и зеленокаменные по-
роды (мощность 450—1500 м) и залегающими выше метаморфизован-
ными липаритовыми, дацитовыми порфирами и их туфами и редко ан-
(дезитовыми и базальтовыми порфиритами (мощность 350 -600 м) с
прослоями филлитов, кварцитов и мраморпзованных известняков
с фауной нижнего карбона.
। Другой тип разреза распространен на южном склоне Гиссарского
хребта у сел. Кштут и у пер. Кармикат, в бассейне р. Шатрут, по пра-
вобережью р. Кызылдарьи и других местах. Он представлен сланцами,
метапссчаниками и алевролитами, липаритовыми и фельзитовыми пор-
фирами с редкими прослоями известняков, в которых содержится фау-
на среднего визе. Мощность около 2000 м. Вышележащие отложения
[относятся к серпуховской секции разреза и начинаются пачкой мра-
моров мощностью до 65 м с прослоями и линзами кремнистых пород и
продолжаются алевролитами, аргиллитами, известковистыми песчаш
ми, известняками, кремнистыми породами с прослоями липарит-
порфиров (мощность 65 м). Серпуховские отложения согласно сме-
няются фапиально изменчивыми нижнебашкирскими, в одних местах
цредставленными песчаниками, туфами, туфопесчаниками, туфограве-
литами и туфоконгломератами (мощность до 530 м), в других — анде-
зитовыми и базальтовыми порфиритами, фельзитами, липарит-порфи-
рамн, пикрит-диабазами и соответствующими этим породам туфами
(мощность около 1200 м). В различных частях толщи находятся про-
слои известняков с гониатитами и брахиоподами- Она трансгрессивно
перекрывается верхнебашкирскоп сагдорской свитой.
Третий тип разреза характерен для бассейна р. Шильхазор, Алмалы
и района гор Мачетли. В его основании на подстилающих турнейских
121
-отложениях трансгрессивно залегает пачка переслаивающихся песчани-
ков, гравелитов, алевролитов и мраморизованных известняков с фора-
миниферами, мощность 385 м (Шильхазор). В Мачетли основание раз-
реза слагают сланцы и глинистые известняки с прослоями базальто-
вых порфиритов (мощность 75 м). В известняках содержатся форамн-
ниферы среднего визе. Вышележащая верхневизейская толща сложена
песчаниками, известняками, конгломератами, базальтовыми порфирита-
ми, дацит- и липарит-порфирами, туфами. Мощность более 1700 м.
Серпуховские отложения начинаются здесь повсеместно распростра-
ненной пачкой известняков с прослоями кремней мощностью 65 м. В
бассейне р. Алмалы они продолжаются пачкой песчаников, алевроли-
тов, известняков, липаритовых, фельзитовых и дацитовых порфиров и
их т\фов мощностью 266 м.
Разрез завершают нижнебашкирские отложения, существенная
часть которых представлена андезитовыми и базальтовыми порфирита-
ми, реже фельзитами, пикрит-диабазами, туфами кислого и основного
состава. Мощность более 1200 м. Они с размывом залегают на серпу-
ховских, визейских и более древних образованиях и трангрессивно пе-
рекрываются верхнебашкирскими отложениями (сагдорская свита).
Разрезы комплекса в целом характеризуются гомодромным типом
извержений. В разрезах третьего типа отчетливо проявлено двучленное!
строение, причем в каждой из фаз сначала изливались лавы основного,
а затем все более кислого состава.
Среди базальтов и андезитов комплекса наиболее развиты лавы и
•субвулканические породы порфирового сложения с вкрапленниками
плагиоклаза (андезин пли лабрадор), моноклинного пироксена и био-
тита. Основная масса интерсертальная, микропризматическизернистая,
микродиабазовая, офитовая. Во вторичных минеральных ассоциациям
наблюдаются хлорит, эпидот, серпентин, альбит, карбонат. По р- Ир-
гайлик в основании нижнебашкирской толщи известны залежи пикрит-
диабазов с фенокристами серпентинизированного оливина.
Лавы дацитов, липаритов и фельзитов комплекса также относятся
к порфировому структурному типу. Во вкрапленниках пород наблю-1
даются биотит, альбит — олигоклаз и олигоклаз, калинатровый поле-1
вой шпат, кварц. Основная масса обычно фельзитовая, кварц-полево-1
шпатовая.
Все породы комплекса петрохимически связаны принадлежностью!
их к единому малокалиевому типу щелочности и высокоглинозгмисто-1
му ряду пород. Состав базальтоидов достаточно близок к высокоглн-|
ноземистым базальтам андезито-базальтовых серий островных дуг и I
орогенов (приложение 7, 8)
Ранне-среднекамеиноугольный танхазыский габбро-тоналит-
плагиогранитовый комплекс
Развит в Гиссарском хребте и на его южных склонах в бассейна! I
р. Танхаздарьи, Тамшуша Восточного Ховата, Кштута, Аксу, Суджараг!
др., слагает значительную часть Мачетлинского интрузива (120 км-’) I
Танхазыский (36 км2), Соя-Джизасайский (87 км2), Чешский, Восточ I
но-Тамшушский, Западно-Тамшушский и Ходжагаспинский массигх!
(по 9—12 км2 каждый), а также ряд интрузивных тел меньших разме-1
ров, в частности Верхнесульпасанское (5,6 км2). Восточно-Хурсантаг|
ское (0,5 км2), Шильхазорское (2,5 км2), Наушорское (2,1 км2), Ала-1
тагское (2 км2), Тамархутское (1.2 км2), Восточно-Аксуйское (3,4 км’)1
122
и др. Массивы имеют преимущественно линейную форму (уплощенные
овалы, линзообразные и силлообразные тела).
Вмещающие породы — протерозойские гнейсы, кристаллические
сланцы, амфиболиты, кембро-ордовикские песчаники, глинистые слан-
цы, туфы кислого состава, девонские доломиты, песчаники, алевролиты,
нижне-среднекарбоновые конгломераты, песчаники, глинистые и угли-
стые сланцы, лавы и туфы базальтового, базальт-андезитового, андези-
тового, дацитового, кварц-альбитофирового и линаритового состава.
Пространственно породы танхазыского комплекса (Гиссарский ба-
толит, Чошский и другие массивы) тесно связаны с ранне-среднека-
ченноугольными вулканитами. Наиболее четко эта связь прослежи-
вается в бассейне Танхаздарьи и Чоша, где породы комплекса обра-
зуют с вмещающими излившимися и субвулканическими образования-
ми сложнейшие сочетания в виде переслаивания («слоеного пирога»)
или эруптивных брекчий. Важнейшие геологические особенности тан-
хазыского комплекса заключаются, прежде всего, в условиях его зале-
гания и соотношения с вмещающими породами, которые, по-видимому,
следует, исходя, в частности из анализов геологической карты запад-
ной части Гиссарского батолита (приложение 7), определить как кон-
формные. Здесь мы видим, во-первых, пространственную приурочен-
ность массива к ядру крупной антиклинальной структуры, в полном
соответствии с которой он вытянут в широтном направлении, во-вто-
рых, соответствие контактовых плоскостей интрузива с поверхностями
напластования вмещающих толщ, участки сложного согласного и суб-
согласного чередования гранитоидов и более основных пород комплекса
друг с другом и с вмещающими отложениями. Эти соотношения позво-
• ляют отнести танхызский комплекс к соскладчатым (относительно глав-
ной фазы складчатости) образованиям.
Комплекс образован следующими относительно разновозрастными
подразделениями (от ранних к поздним): 1) мелко- и среднезерписты-
[ ми габбро, габбро-диабазами и габбро-диоритами, 2) мелко- и средне-
зернистыми диоритами (обычно кварцсодержащими) и биотит-амфи-
боловыми тоналитами, 3) крупно, средне- и мелкозернистыми амфи-
j бол-биотитовыми трондьемитами, 4) крупнозернистыми биотитовыми
и амфибол-биотитовыми плагиогранитами, 6) мелкозернистыми амфи-
бол-биотитовыми плагиогранитами и плагиогранит-порфирами, 7)
жильными аплитами, аплит-гранитами и пегматитами (в том числе
плагиоаплитами, кварц-альбитовыми и кварц-олигоклазовыми пегма-
титами), 8)плагиогранит-порфирами, 9) диабазами, диабазовыми пор-
фиритами и микрогаббро, 10) спессартитами и одинитами.
Габбро и габбро-диориты ранней фазы распространены в бассейнах
р. Танхаздарьи, Тамшуша, Чашмахайдороза, Обизаранга. Оычно это
небольшой (3,0—5,0 до 10,0—15,0 м, редко до 100,0 м) мощности сил-
I лообразные тела протяженностью до 1000 м, реже штокообразные тела
до 300X600 м в поперечнике или крупные блок-ксенолиты (до
1,0X2,0 км2) среди гранитоидов более поздних фаз. Состоят примерно
из равных количеств плагиоклаза (средний лабрадор), обыкновенной
L зеленой роговой обманки, небольшого количества темно-коричневого
биотита, акцессорных апатита, пирита, магнетита, ильменита. Структу-
ра габбровая, местами катакластическая.
b Породы второй фазы — диориты и тоналиты — наибольшее разви-
тие получили в Гиссарском плутоне (бассейны р. Танхыздарьи, Тамшу-
ма, Суджара, Чангчи и др.), Мачетлинском (бассейн р. Обизаранга) и
Хурсантагском (бассейн р. Хурсандарьи) интрузивах.
123
Самое крупное тело тоналитов залегает в виде протяженной суб-
широтной пластины — ксенолита (2,0X10,0 км) в трондьемитах сле-
дующей фазы комплекса в западной части Гиссарского батолита. Тела
меньших размеров и преимущественно пластообразной формы обильны
в бассейне Танхаздарьи, где они чередуются со смежными трондьеми-
тами и габброидами, известны, кроме того, в виде субсогласных даек
средн вулканитов раннекарбонового возраста в восточном экзоконтак-
те Хурсантагского массива.
Трондьемиты (третья фаза) развиты исключительно в пределах Гнс-
сарского батолита (Танхаздарья, Тамшуш восточный и западный). В
бассейне Танхаздарьи они интенсивно агматизируют вмещающие габ-
броиды ранней фазы и вулканиты каратагской свиты, образуя среди
последних как секущий' так и послойные тела мощностью до 2,0—
3,0 м. В бассейнах Тамшуша восточного и западного трондьемиты сла-
гают крупные тела до 2,0X4,0 км, обычно вытянутые в субширотном
направлении. В рамках данной фазы устанавливается три относительно
разновозрастных генерации трондьемитов, которые при крупномасштаб-
ном картировании могут быть выделены в качестве субфазовых тел: 1)
крупнозернистые, 2) среднезернистые, 3) мелкозернистые.
Илагиограниты — весьма распространенный тип пород танхызско-
го комплекса, в количественном отношении доминирует над всеми дру-
гими его разновидностями. Распространены в западной части Гиссар-
ского батолита (верховья Танхаздарьи, Тамшуша восточного, Чашма-
хайдороза, Туполанга и Ховата), в Чошском (верховья р. Чош) и Ма-
четлинском (приложение 8) массивах, 1де слагают крупные выходы от
0,5X3,0 до 2,5X13,0 км. Как трондьемиты, плагиограниты сформирова-
ны тремя относительно разновозрастными генерациями (субфазами),
различающимися по зернистости, соответственно крупной, средней и
мелкой. По характеру цветного индекса они подразделяются на амфи-
бол-биотитовые и биотитовые.
Тоналиты, трондьемиты и плагиограниты имеют одинаковый состав
темноцветных минералов, представленных темно-сине-зеленым и густо-
зеленым амфиболом с оптическими свойствами обыкновенной роговой
обманки и магнезиального гастингсита, темно-коричневым и оливково-
коричневым до буро-черного биотитом-
Состав ядерных и промежуточных зон переменно зонального пла-
гиоклаза от тоналитов к плагиогранитам закономерно изменяется от
лабрадора—среднего андезина до среднего лабрадора — среднего оли-
гоклаза с уменьшением в каждой более молодой группе пород доли
анортитовой составляющей. Постепенно от тоналитов к плагиограни-
там возрастает содержание калинатрового полевого шпата — ортокла-
за и микроклина с 26—34% альбита. В тоналитах оно весьма незначи-
тельно, в трондьемитах и плагиогранитах резко подчинено плагиокла-
зу. Из акцессорных минералов наиболее развиты магнетит, апатит,
циркон, ильменит, сфен, пирит, реже встречаются ортит, галенит, гра-
нат.
Текстура и структура тоналит-плагиогранитовой составляющей име-
ет в различных подразделениях комплекса много общего. В гранитои-
дах, развитых в центральных частях Гиссарского батолита и в других
крупных интрузивах (Мачетлинском), наблюдаются преимущественно
массивная порфировидная текстура, иногда со слабо заметным гнейсо-
видным рисунком. Породы, ассоциирующие с ранне-среднекаменно-
угольными вулканитами (особенно в зонах «слоеных пирогов»), а так-
же залегающие в краевых частях больших интрузивных тел, характе-
124
ризуются гнейсовпдной текстурой, определяющей породы как гнейсо-
гранитоиды. Структура их преимущественно гипидиоморфнозернистая,
изредка призматическнзернистая, как правило, осложненная катакла-
стической, в гнейсовидных разностях — милонитовой и бластомилони-
товой.
Жильные образования комплекса подразделяются на две группы —
I п II этапа. К жильным породам первого этапа отнесены габбро-пег-
„титы, встречающиеся только среди габброидов ранней фазы в виде
[неправильных тел до 0,8X2,7 м, аплиты и пегматиты, слагающие до-
вольно редкие маломощные (до 0,4 м) жилы, широко распространен-
!иые в плагиогранитах, изредка залегающие в трондьемитах и тонали-
|гах. Жильные породы II этапа образуют контрастную серию пород,
Представленную дайками амфиболовых микрогаббро, габбро-диабазо-
вых и диабазовых порфиритов, плагиогранит-порфиров. Основные дай-
ки (мощность до 5,3 м) проявлены преимущественно в западной части
[Гиссарского батолита, а кислЙе (мощность до 3,0 м) — в южной поло-
кине Мачетлинского интрузива.
Из петрохимических свойств комплекса следует отметить натровый
и малокалиевый тип щелочности его гранитоидной составляющей.
Комплекс характеризуется невысокими содержаниями рубидия (в габ-
броидах и габбро-диоритах от 12 до 28 г/т) и стронция (во всех поро-
дах, колеблющегося от 206 до 443 г/т), что отвечает концентрациям
этих компонентов в малокалиевых габбро-гранитоидных ассоциациях,
[формирование которых приурочивается обычно к «островодужным ста-
диям» развития вулканогенных зон повышенной основности.
' Глубина формирования комплекса в разных местах региона неоди-
накова, колеблется в пределах тип — и мезоабиссальных фаций. Маг-
нитная восприимчивость подразделений характеризуется значениями
1 (от 600—700 до 3500Х 10 еСГС), свойственными умеренно и сильно
магнитным типам пород. Эволюция состава пород от ранних габброи-
,;)в к завершающим плагиогранитам на их магнитности не отра-
жается.
Г Преобладающий акцессорно-минеральный тип циркон-апатит-магне-
гитовый. К элементам-примесям, содержания которых в породах ком-
| lUitkca и превышают стандартные значения, относятся медь, цинк, сви-
нец олово, серебро, золото.
I Металлогенический профиль комплекса обеспечивается связью с
ним золото-полиметаллического оруденения, тяготеющего к контакто-
вьп зонам интрузивных массивов и скоплениям дайковых тел. Повы-
шенный фон олова в танхазыских породах и дополнительное увеличе-
ние его концентраций в жильных аплитах и гидротермально изменен-
ных гранитоидах свидетельствуют о потенциальной оловоносности это-
го комплекса.
| В ходе поисково-оценочных работ особое внимание следует уделять
районам сосредоточения даек диабазовых и диоритовых порфиритов,
11агпогранит-порфиров как наиболее благоприятным для гидротер-
' ы ыьно-метасоматических изменений и рудоотложения.
। Нижняя возрастная граница танхызского комплекса фиксируется
I «го интрузивными контактами с ранне-среднекаменноугольными карбо-
Ь Ватно-вулканогенными образованиями каратагской и суффинской свит,
•>. те с вулканогенной частью которых он, по-видимому, образует
I «вязанную общностью происхождения вулкано-плутоническую ассоциа-
|ию. Верхняя граница комплекса установлена по секущим контактам с
fti.iec молодыми гранитоидами среднекаменноугольного мачетлинского
и лозднекаменноугольного гиссарского комплексов. Среди данных ра-
125
Апологических определений возраста наиболее предпочтительными
представляются цифры от 311 до 326 млн. лет (калий-аргоновый ме-
тод, биотиты, амфиболы, ВСЕГЕИ.ИГиГ АН УзССР). подчеркивающие
вероятность образования танхазыского комплекса в раннем — среднем
карбоне.
Ранне-среднекаменноугольный зарафшанскнй диабаз-диорит-
гранитоидный комплекс
Распространен на западном окончании Зарафшанского хребта, в
горах Хазрат-Султан и Чакыл-Калян. Проявлен исключительно в фор-
ме даек, среди которых установлены следующие разновидности: диа-
базы, микродиориты, диоритовые порфириты, спессартиты, гранит-
порфиры. Залегает среди отложений шахриомонской, шннгской, мад-
монской, ходжакурганской и пушневатской свит. Мощность даек от 0,5
до 12,0 м, протяженность от первых десятков метров до 1,0 км. В го-
рах Хазрат-Султан они формируют Миракинский рой субширотного
простирания размером 3,0X12,0 км, на остальной территории встре-
чаются в виде разрозненных одиночных тел.
Большинство даек согласны и субсогласны с залеганием вмещаю-
щих пород или располагается в зонах соскладчатых тектонических на-
рушений (надвигов). Они, как правило, катаклазированы, рассланцо-
ваны и метаморфизованы (судя по минеральным парагенезисам до
уровня фации зеленых сланцев). Дайки, залегающие вблизи Авгай-
джуманского и Сукарского интрузивов ороговикованы или избиратель-
но скарнированы. Первичный состав пород восстановливался по релик-
товым минералам и минералам вторичного парагенезиса, порфировому
облику и реликтам призматическизернистой, офитовой, лампрофиро-
вой, сферолитовой и гранофировой структур.
И. М. Фейгиным (1962 г-) и М. С. Кучуковой (1966 г.) показано,
что к дайкам зарафшанского комплекса приурочено медно-пирротино-
вое и кобальт-никелевое оруденение. Нами предполагается парагенетн-
ческая связь с ним кварц-золото-сульфидной минерализации западно-
го окончания Зарафшанского хребта.
Нижняя возрастная граница данного комплекса обозначена отчо-
жсниями пушневатской свиты, верхняя — авгайджуманскимп гранитоп-
дами, прорывающими и контактово метаморфизующими зарафшанскнс
дайки. Последние, по-видимому, образованы до формирования яхтон-
ского комплекса, интрузивы которого как и авгайджумского, проры-
вают включающую дайки складчато-шарьяжную структуру района.
Среднекаменноугольный мачетлинский монцодиорит-
гранодиорит-граносиенитовый комплекс
Породы комплекса распространены в центральной и восточной ча-
стях Мачетлинского интрузива (приложение 8), и на северо-западе
Гиссарского батолита в басе. р. Аксу (приложение 7). Несколько не-
больших по размерам тел известно в западной (басе. р. Акташ) и
центральной частях (верховья р. Кштута) этого плутона. Форма тег
неправильная, часто штокообразная, размеры варьируют от первых
десятков м2 до 10,0—15,0 км2. Вмещающие породы — филлиты, кри-
сталлические сланцы, гнейсы, кварцитовидные песчаники, туфы, мра-
моры обизарангской свиты, осадочно-вулканогенные образования ран-
него карбона и гранитоиды танхызского комплекса. Характер соотно-
шений со структурой вмещающих пород преимущественно дискордант
ный.
126
Внутреннее строение комплекса весьма сложное. Его формируют
следующие подразделения (от ранних к поздним): 1) среднезернпстые
амфибол-биотитовые габбро и габбро-диориты, 2) мелко- и среднезер-
нистые мезократовые амфибол-пироксен-биотитовые кварцевые диори-
ты и кварцевые сиенодиориты, 3 )лейкократовые среднезернистые пи-
роксен-амфибол-биотитовые кварцевые сиенодиориты, 4) среднезерни-
стые слабо порфировидные амфибол-биотитовые и биотитовые грано-
диориты и адамеллиты, 5) среднезернистые амфибол-биотитовые квар-
цевые сиениты, 6) мелкозернистые порфировидные амфибол-биотито-
вые граноспениты; жильные породы первого этапа; 7) мелкозернистые
амфибол-биотитовые и биотитовые граниты, 8) аплиты; жильные по-
роды второго этапа: 9) диабазы, 10) спессартиты, 11) диоритовые пор-
фириты, 12) гранодиорит-порфиры, 13) кварцевые сиснит-порфиры и
граносиенит-порфиры, 14) гранит-порфиры.
Габбро и габбро-диориты образуют несколько небольших тел от
200x500 до 400X600 м (одно — в бассейне р. Кулькурмес в Гиссар-
ском батолите, три — в виде блок-ксенолитов в Мачетлинском интру-
зиве). Кварцевые сиенодиориты и кварцевые диориты занимают пло-
щадь около 20 км2 в Гиссарском батолите, в Мачетлинском — 7,5 км2,
небольшие (до 0,8 км2) выходы их известны также в Токауйнарском
массиве-
Гранодиориты — ведущая разновидноть пород комплекса — полу-
чили развитие в Мачетлинском (площадь около 30 км2), Гиссарском
(площадь 25 км2) и Сульпасанском (площадь 4 км2) интрузивах. В
первых двух массивах они представлены амфшбол-биотитовой разно-
видностью, в Сульпасанском — биотитовоп. Кварцевые сиениты рас-
пространены ограничено. В Мачетлинском массиве они формируют не-
I большие дайкообразные тела мощностью от 2,0—5,0 до 70,0 м, общей
площадью 0,8 км2, в Гиссарском батолите — нзометрпчный блок-ксе-
нолит размером 0,4 км2.
Граноспениты установлены только в Мачетлинском массиве, где в
। северо-восточном экзоконтакте формируют одно тело площадью 0,5 км2,
а в среднем течении р. Обизаранг — группу небольших тел от 50X200
до 100х'400 м.
1 Главные породообразующие минералы фазовых пород мачетлинско-
го комплекса — плагиоклаз, калинатровый полевой шпат, амфибол,
биотит, пироксен и кварц. Наиболее богат анортитом плагиоклаз габ-
бро и габбро-диоритов (до среднего лабрадора включительно). В каж-
дом более молодом подразделении содержание анортита в плагиокла-
зе (обычно переменно-зональном) постепенно снижается. В кварцевых
сиенодиоритах и кварцевых диоритах он варьирует от кислого лабра-
I дора до среднего олигоклаза, в гранодиоритах от основного андезина
I до среднего олигоклаза, в сиенодиоритах от среднего олигоклаза до
I альбита. Калинатровый полевой шпат принадлежит ортоклазу и микро-
I :<лпн\ (с 25—45%альбита), общее количество которых от габброидов к
I сиснодиоритам постепенно возрастает. Исключение представляют грано-
I ториты, в которых калишпата меньше, чем в кварцевых сиенодиоритах
I я кварцевых сиенитах и граносиенитах. Амфибол и биотит во всех под-
I разделениях комплекса одинаковы. Амфибол представлен сине-зеле-
к ным гастингситом, изредка буро-зеленой обыкновенной роговой обман-
 кой, биотит — темно-коричневой разновидностью. В сиенодиоритах,
в кроме того, развит диопсид-авгит. В гранодиоритах, кварцевых сие-
нитах и граносиенитах отмечен мирмекитовый кварц. Наиболее харак-
, терные (сквозные) акцессорные минералы — магнетит, ильменит, сфсн,
циркон, апатит, барит, ортит. Изредка встречаются гранат, турмалин и
127
др. Для габброидов характерна аллотриоморфнозерннстая, а для гаа
бро-диоритов призматическизернистая структура. В кварцевых сиено-
диоритах, гранодиоритах и кварцевых сиенитах наиболее распростри
йены комбинации гипидиоморфнозернистой, монцонитовой и мирмеки-
товой структур, в граносиенитах развита преимущественно порфиров-ч
структура с паналлотриоморфнозернистой основной массой.
Жильные породы комплекса практически не выходят за границ»
распространения фазовых гранитоидов и распределены в них очень не
однородно. Наиболее богата жильными породами мачетлинская часы
комплекса, в связи с которой развиты как жилы первого, так и дайю
второго этапов. В Гиссарском плутоне фазовые подразделения комп
лекса сопровождаются лишь редкими жилами аплитов и единичными
дайками спессартитов.
Жильные породы первого этапа не имеют выдержанного харакк
ра залегания, ориентированы в разнообразных направлениях, их мои
ность колеблется от 0,2 до 7,0 м. Жильные породы второго этапа пр
урочены главным образом к двум системам трещин: 1) субмериди
нальным (диоритовые порфириты, кварцевые сиенит-порфиры и гран
сиенит-порфиры, гранит-порфиры), 2) субширотным (гранодиорит-г -|
фиры). Мощность даек второй группы обычно (1,5—3,0 м, изредка >
стигает 10,0 м.
Гомодромная тенденция развития комплекса особенно наг.тя.л
выражена в химизме его пород. Постепенно, от фазы к фазе, отдеч.
ные подразделения комплекса становятся все более кислыми и щедо
ными. Попутно с нарастанием кислотности и щелочности пород возр
сгает их общая железистость, которая в габброидах определяется
умеренная, в кварцевых сиенодиоритах и гранодиоритах — как
ренная и повышенная, а в кварцевых сиенитах и граносиенитах — м
высокая. В нормативном составе пород характерно повышенное сод
жание магнетита, всегда доминирующего над ильменитом.
Особенностью мачетлинских габброидов, отличающей их от габй
других ассоциаций, является отсутствие нормативного оливина, со-
дающееся с заметным монцонитоидным уклонением. Габброиды, син
диориты и кварцевые сиенодиориты комплекса относятся к кали-нат;
вому типу, натри-калиевому подтипу щелочности. Гранодиориты б»
шей частью (Мачетли, Сульпасан, Мазарсай) малокалиевые, а зав
шающие комплекс кварцевые сиениты и граносиениты — калие».
что, по-видимому, определено развитием на заключительных стад*
формирования комплекса двух ветвей глубинноочаговой диффер
циации базальтоидной (скорее всего, щелочно-базальтоидной) май
Такое предположение подтверждается концентрациями в породах
бидия (71- 92 г/т в начальных фазах комплекса и до 165—228 г/т в
ключительных кварцевых сиенитах и граносиенитах) и стронция i
855 в габбро и до 40 г/т в кварцевых сиенитах и граносиенитах).
Глубина формирования комплекса мезоабиссальная. Он сочетав
себе признаки сходства с сиенитовыми ассоциациями, определяющп
геотектонические условия их проявления либо как платформенные,
бо как связанные с предорогенной стабилизацией геосинклиналы
бассейнов.
Комплекс характеризуется повышенной магиигностью, принадлеи
к типам умеренно и сильно магнитных пород (магнитная восприих
вость не менее 500 и до 2650Х Ю^СГС). Типоморфная ассоциация
цессорных минералов в габбро, монцодиоритах и гранодиоритах |
имущественно циркон-апатит-магнетитовая, в кварцевых сиенита1
128
граносиенитах — ортит-сфен-магнетитовая (при существенном значе-
нии апатита и циркона).
Из элементов-примесей, содержащихся в породах комплекса в по-
вышеных количествах, отметим свинец, цинк, олово и другие редкие
элементы. Комплекс характеризуется редкометалльной и железорудной
металлогенической специализацией. С ним пространственно связана
пока еще слабо изученная скарново-магнетитовая (с пирротином) ми-
нерализация. Широкое распространение комплекса среди благоприят-
ных для рудолокализации карбонатных и вулканогенно-осадочных по-
род указывает на его перспективность в отношении железооруденения,
в связи с чем в районе распространения мачетлинских пород рекомен-
дуется произвести соответствующие поисково-оценочные в первую
очередь магнитометрические, работы.
Среднекаменноугольный возраст мачетлинского комплекса опреде-
ляется следующими геологическими соотношениями: он прорывает по-
роды ранне-среднекаменноугольного танхызского габбро-тоналит-пла-
гиогранитового комплекса, но интрудирован гранитоидами позднека-
менноугольного гиссарского. Абсолютный возраст пород 301 ±20 млн.
лет (калий-аргоновый метод, амфибол, ВСЕГЕИ).
Среднекаменноугольный яхтонский кварцеводиорит-
гранодиоритовый комплекс
Распространен в западной части Зарафшанского хребта. Представ-
лен группой небольших по размерам тел — малых интрузий, наиболее
значительные из которых Ургутский, Яхтонский, Чаштепинский, Каман-
гаранский и Ходжадыкский. Наиболее крупный массив комплекса —
Ургутский — вытянут в субширотном направлении, приурочен к север-
ному крылу Камангаранской антиклинали, занимает площадь около
7.0 км2. Массивы меньших размеров—Чаштепинский (1,5 км2) и Ходжа-
дыкский (0,2 км2) —также имеют линейную форму и субширотную
ориентировку. Близкой к изометричной форме характеризуются Ка-
мангаранскпй (0,5 км2) и Яхтонский (1,0 км2) массивы. В Ургутском
интрузиве проявлены следы сдавливания (катаклаза и гнейсификации)
в широтном направлении, произошедшего, скорее всего, уже в период
завершающейся его стабилизации.
Контакты тел почти повсеместно крутопадающие, соотношения со
складчатыми структурами вмещающих пород преимущественно дис-
лордантные. Морфологически тела комплекса подразделяются на два
типа: 1) трещинные, представленные Ургутским и Ходжадыкским мас-
сивами, 2) штокообразные, к которым относятся Яхтонский, Чаштепин-
ский и Камангаранский интрузивы. Вмещающие породы — отложения
средне-верхнеордовикской шахриомонской (сланцы, песчаники, квар-
циты, конгломераты, известняки, доломиты), силурийской шингской
(сланцы, песчаники, кварциты, известняки, доломиты), нижнедевонской
аргской (известняки, доломиты), нижнекаменноугольных мадмонской
(известняки) и пушневатской (известняки, кремни, песчаники, алевро-
литы, аргиллиты) свит. Широкое развитие в составе вмещающих пород
I карбонатных отложений способствовало формированию в связи с инт-
рузивами комплекса разнообразных скарнов.
Образование комплекса происходило в следующей хронологической
последовательности: 1) мелкозернистые слабо порфировидные амфи-
бол-биотитовые и биотит-амфиболовые кварцевые диориты, 2) мелко-
и среднезернистые порфировидные биотит-амфиболовые (мезократо-
зыс) гранодиориты (главная интрузивная фаза), 3) мелко- и средне-
«-7112
129
зернистые порфировидиые амфиоол-биотитовые (лейкократовые) гра-
нодиориты; жильные породы первого этапа: 4) граниты, аплш-гранп-
ты, аплиты, пегматиты; жильные породы второго этапа: 5) диоритовые
порфириты, 6) гранодиорит-порфиры, 7) граниг-порфиры. Минералоги-
чески кварцевые диориты сложены переменно зональным плагиокла-
зом (варьирует от среднего олигоклаза до кислого лабрадора), квар-
цем, красновато-коричневым биотитом (формирует порфиробласты),
обыкновенной зеленой роговой обманкой, образующей срастания с био-
титом, которым отчасти замещается, калинатровый полевым шпатом
(присутствует в незначительном количестве). Общая структура квар-
цевых диоритов — порфировидная и порфиробластическая, структура
главной массы призматическизернистая, местами осложненная микро-
пегматитовой.
Мезократовые гранодиориты — ведущая разновидность интрузив-
ных массивов комплекса. Они изобилуют включениями — автолитами
кварцсодержаших габбро-диабазов и габбро-диоритов (размером д
8—10 см) и своеобразной так называемой кварц-офитовой структурой]
На контакте с вмещающими карбонатными породами гранодиориты 
зоне 2 3-метровой ширины переходят в пироксенсодержащие гранк
диорнты, иногда в амфибол-пироксеновые кварцевые диориты и диорп
ты. Эндоконтактовые зоны некоторых массивов сопровождаются гра
нодиорпт-порфировыми краевыми фациями (Яхтон). Мелкозернисты!
порфировидные лейкократовые амфибол-биотитовые гранодиорпп
слагают два меридионально ориентированых тела в центральной часп
Яхтонского массива.
Мезократовые и лейкократовые гранодиориты имеют близкий мине
ральный состав. Они сложены плагиоклазом двух поколений: 1) зерна,
по составу отвечающие среднему андезину, 2) зерна с переменной зо-
нальностью (кислый олигоклаз — кислый лабрадор), нередко содер-
жащие включения плагиоклаза первой генерации. Калинатровый поле-
вой шпат представлен крипто- и микропертпговым ортоклазом и резко
подчиненным ему микроклином- Амфибол и биотит распределены не-
равномерно, часто образуют совместные скопления и срастания друг с
другом. Амфибол принадлежит к обыкновенной зеленой роговой обман-
ке, в краевых частях Яхтонского массива переходящей в синевато-зезе-
ный гастингсит. Биотит темно-буровато-коричневый, изредка зеленова-
то-темно-коричневый. Структура основной массы гипидиоморфнозерни-
стая с участками микропегматитовой.
Среди жильных пород наиболее развиты образования первой груп-
пы. представленные гранитами, аплит-гранитами, аплитами и пегмати-
тами. Мощность жил колеблется от 1,0- 4,0 см до 1,0 м, протяжен-
ность до 100 м. Распределены по площади массивов равномерно. Дай-
ки II группы жильных пород развиты главным образом в Чаштепин
ском и Я-хтонском интрузивах. Мощность наиболее распространенны'
даек диоритовых порфиритов и гранодиорит-порфпров от 1,0 до 10,0 м
очень редко до 25,0 м, протяженность до 500 -600 м. Гранит-порфиры
представленные всего двумя дайками (Яхтонский массив), маломощ-
вы (0,1—0,2 м) и непротяженны (до 30,0 м).
Петрохимическое своеобразие Яхтонского комплекса заключается
1) в пониженной кислотности главных типов пород, определяющей in
меланократовый облик, 2) довольно постоянной умеренной железисто-
сти, обычно не поднимающейся выше 60%, 3) специфической щелочно-
сти, которая в целом определяется как пониженная, а по конкретным
содержаниям калия колеблется между малокалиевым и калинатровый
типами (причем подтип щелочности в большинстве массивов комплск-
130
са оказывается натри-калисвым). Характерно, что мелано- и мезократо-
вые породы яхтонского комплекса на основе количественных мине-
ральных соотношений определяемые как существенно плагиоклазовые
гранитоиды, обладают вместе с тем повышенным содержанием калия,
фиксируемого в обильном биотите.
Минералого-петрографические особенности комплекса, в том числе
характерная структура, которая в некоторых массивах, например, в
Яхтонском, может быть определена как порфировая, переходы порфи-
ровидных структур в эндоконтактах массивов в порфировые, преобла-
дание в составе щелочных полевых шпатов ортоклаза над микрокли-
ном,соответствие микропегматитовых участков базиса гранодиоритов
предельным гранитам—признаки, определяющие гипабиссальные (суб-
вулканические) условия стабилизации комплекса.
Величина магнитной восприимчивости в яхтонских породах распре-
делена очень однородно, колеблется в нешироких пределах от 9 до 41,
преимущественно до 20—30X10-6 СГС и согласно этому показателю
характеризует немагнитный тип гранитоидов. Круг элементов-приме-
сей, обнаруживающих повышенные относительно кларков концентра-
ции, в породах яхтонского комплекса ограничен — ванадий, хром, цинк
и медь.
1 С комплексом ассоциирована редкометалльная золотая и медная ми-
нерализации Чакылкалянского района на сравнительно небольшой пло-
щади которого, включающей все входящие в состав яхтонского комп-
лекса интрузивы и преимущественно карбонатные породы их обрамле-
ния, сосредоточено несколько скарново-шеелитовых рудопроявлений.
Выполняемые в Мингео УвССР геолого-прогнозные исследования
(В. Н. Ушаков и др„ 1980 г) показали, что в пределах района имеются
I геологически перспективные для концентрации оруденения участки,
требующие проверки бурением. Чрезвычайно важным представляется
•кже проведение в его пределах крупномасштабных геохимических
работ, ориентированных на выявление эндогенных ореолов как пндика-
I горов скрытого оруденения, а также вспомогательных геофизических
^следований с целью определения глубины залегания и морфологии
невскрытых интрузивных тел.
. Нижняя возрастная граница комплекса фиксируется нижнекарбо-
новыми отложениями пушневатской свиты, верхняя — дайками камп-
товогезитов южно-тяньшаньского триасового комплекса. Радиологиче,-
пледанные — 268±8— 309 10 млн. лет (биотит, амфибол, калий-ар-
гоновый метод, ВСЕГЕИ). Учитывая что в некоторых массивах замет-
ны следы смятия (участия в складчатости), не затронувшего поздне-
нарбоновые граннтоидныс интрузивы Зарафшано-Туркестанского сег-
мента, возраст Яхтонского комплекса принимается как среднекаменно-
мольный.
Позднекаменноугольный авгайджуманский гранит-
адамеллитовый комплекс
» Представлен двумя самыми крупными интрузивами западной части-
Зарафшанского хребта — Сукарским и Авгайджуманским. Оба интру-
ива отчетливо диапирируют складчато-дизъюнктивные (шарьяжные)
гтрхктуры пород их обрамления.
I Первый из них — изометричный шток площадью около 50 км2 —
•ди гея в горах Хазрат-Султан (юго-западные отроги Зарафшанско-
№ хребта), приурочен к ядру Сиобской антиклинали. Соотношения
"ива с вметающими породами отчетливо дисьордангные: он почти.
131
под прямым углом срезает пакет субширотно ориентированных тек-
тонических пластин-чешуй, представленных известняками, доломитами
и кремнями ходжакурганской свиты (ранннй-средний девон), известня-
ками, аргиллитами, кварцитами, песчаниками, туфами кварцевых пор-
фиров нижнесилурийской шингской, карбонатными породами и конгло-
мератами позднесилурийской аргской и карбонатными породами ран-
недевонской мадмонской свит.
Схема формирования массива: 1) крупнозернистые порфировидыя
биотитовые граниты — адамеллиты (главная интрузивная фаза), г
краевой части массива переходящие в крупнозернистые равномерно-
зернистые биотитсодержащие лейкограниты, 2) среднезернистые резке
порфировидные биотитовые адамеллиты (дополнительная фаза), 3)
жильные мелкозернистые и пегматоидные двуслюдяные граниты, гра-
нит-аплиты, аплиты и пегматиты. На долю главной интрузивной фа
приходится 70% площади массива. Ширина зоны краевых лейкограни-
тов колеблется от 200 до 400 м, в северной половине шире, чем в юж-
ной, что связано с более крутым положением контакта этой части инт-
рузива.
Породы сложены зональным плагиоклазом неустойчивого состава
(от среднего олигоклаза до основного андезина), калинатровым поле-
вым шпатом-микроклином порфировидных выделений (с 18 25^
альбитового компонента), зернами ортоклаза главной массы, кварцем
(породообразующим, частью мирмекитовым, симплектитовым и пойки-
литовых включений во вкрапленниках калишпата), темным красновато-
коричневым биотитом, акцессорными — апатитом, цирконом, сфеном,
ортитом, лейкоксеном, шеелитом, рутилом, монацитом, гранатом. Струк-
тура главной массы породы гипидиоморфнозернистая, осложненная
мирмекитовой.
Лейкограниты краевой фации отличаются от пород главной фаз1
повышенным содержанием кварца, меньшей осноовностью плагиоклаз;
(олигоклаз и альбит-олигоклаз), заметно меньшим содержанием био
тита.
Адамеллиты дополнительной фазы петрографически близки к грани
там-адамеллитам, но имеют более меланократовый облик, обусловлен
ный высоким содержанием биотита и соответственно пониженным кол
чсством кварца. Кроме того, в порфировидных выделениях адамеллита
наряду с микроклином наблюдается зональный плагиоклаз олигоклаз
андезинового состава, Набор акцессорных минералов и структура глав
ной массы соответствуют гранитоидам главной фазы.
Породы жильной фазы приурочены в основном к приконтактова
части интрузива, где они образуют пологие дайкообразные тела мои
ностью до 100 м. Пегматоидные обособления в гранитах имеют гла
ковую форму или форму неправильных жил. К этим обособлениям пр
урочиваются выделения крупных кристаллов турмалина, флюорит
граната, светлой слюды (представлена хлоритизированным протоль
тионитом и циннвальдитовидным мусковитом). Кроме того, в порода)
встречаются апатит, касситерит, шеелит, сфен, ильменит, циркон и цщ
толит. Структура гранитов гипидиоморфнозернистая и аллотриомор<|
нозернистая, участками пегматитовая (графические участки связаны
•относительно крупными зернами калинатрового полевого шпата, в м
торых содержится до 40% кварца).
Другой представитель комплекса — Авгайджуманский интрузив
имеет близкую к изометричной штокообразную форму, площадь
35 км2. Он прорывает ядро Камангаранской антиклинали, сложена
доломитовыми известняками и мраморами лудлова, аспидными слаг
Нами и филлитами войлока, глинистыми сланцами, алевролитами, пе(
132
чаинками и известняками нижнего карбона, в зоне экзоконтакта на
расстоянии до 0,5—1,0 км метаморфизованными, преобразованными в
мраморы, известково-силикатовые и кварцево-слюдистые роговики и
узловатые сланцы. Контакты с вметающими породами дискордантныс.
В строении интрузива участвуют следующие относительно разно-
возрастные подразделения (от ранних к молодым): Г) крупнозерни-
стые порфировидные (гигантовкрапленниковые) амфиболсодержащие
биотитовые граниты — адамеллиты, 2) среднезернистые редковкрап-
ленниковые биотитовые граниты, 3) тонкозернистые резко порфиро-
видные биотитовые граниты и гранит — порфиры, 4) жильные крипто-
порфировидные граниты (гранит — порфиры), пегматиты и аплиты.
Гигантовкрапленниковые граниты — адамеллиты главной фазы
слагают северную часть массива, составляя 50% его площади. В пор-
фировидных выделениях породы устанавливаются ортоклаз — и мик-
роклин-пертит (содержат до 54% альбита). Калишпат главной
массы — микроклин — пертит. Зональный плагиоклаз представлен
кислым — основным андезином, с альбит — олигоклазовой и олигокла-
зовой краевыми оторочками. Биотит темно-коричневый. Амфибол,
обычно наблюдающийся в срастаниях с биотитом, определяется как
обыкновенная зеленая роговая обманка. Кварц образован интерстп-
цпонными зернами, местами наблюдается в виде слабо выраженных
порфировидных выделений. Акцессорные минералы — апатит, циркон,
сфен- Структура главной массы породы гипидиоморфнозернистая.
В северной эндоконтактовой зоне массива (ширина до 50 м) гиган-
1товкрапленниковые граниты — адамеллиты постепенно переходят в
лейкократовые мелкозернистые граниты с заметно меньшим количест-
вом вкрапленников калишпата.
I Среднезернистые порфировидные граниты следующей фазы сла-
гают южную часть массива, где залегают в виде вытянутого в широт-
ном направлении тела 4,5X1,5 км. Состоят из калинатрового полевого
шпата — микроклин-пертита, формирующего порфировидные выделе-
ния и зерна главной массы породы, зонального олигоклаза с альбит-
олнгоклазовой каймой, темно-коричневого часто сильно хлоритизиро-
ванною биотита, кварца, акцессорных апатита, циркона, ильменита,
сфена. Структура гипидиоморфнозернистая, частично аллотриоморф-
. нсзернистая.
I Связанные друг с другом постепенными переходами тонкозернистые
резко порфировидные граниты п гранит-порфнры третьей фазы сла-
гают дайкообразное тело 7,5X1,5 км в центральной части Авгайджу-
манского массива.
Порфировидные и порфировые выделения этих пород представлены
нерешетчатым микроклином, зональным плагиоклазом (средний анде-
зин альбит-олигоклаз), мелкочашуйчатым темно-кирочневым био-
титом, кварцем. Тонко- и микрозернистая основная мауса имеет суще-
ственно кварц-калишпатовый с подчиненным количеством альбит-оли-
гоклаза состав.
| Дайкообразные тела (мощность до 3,0 м, протяженность до 50 м)
крнптопорфировидных гранитов (гранит-порфиров) развиты в массиве
незначительно, приурочены к его северной эндозоне и центральной ча-
сти, где располагаются среди пород первой и третьей фаз. Жилы ап-
LJ лптрв распространены по всей площади массива, наибольшее их колп-
F честно сосредоточено в гранитах-адамеллитах главной фазы и в основ-
ном возле контактов с вмещающими породами.
^Цостав жильных пород квар ц-м и кроклин-олигокл аз-бпотит овы й,
133
часто они содержат видимые турмалин и грана г. Графические квари-
калишпатовые участки пород включают 38 -39% кварца.
По характеру соотношения щелочных металлов гранитом ты авгай-
джуманского комплекса относятся к калинатровому типу, натри-калне-
вому подтипу пород. При этом между Авгайджуманским и Сукарсккм
массивами имеется некоторое отличие, заключающееся в несколько
большей калиевости последнего. При близких содержаниях норматив-
ных ортоклаза и альбита в Авгайджуманском массив? альбит немного
преобладает над ортоклазом, в Сукарском массиве, наоборот, ортокла-
за немного больше. Из других особенностей химизма комплекса отме-
тим постоянное преобладание нормативного ильменита над магнетитом.
Общая железистость пород умеренная (65—67%).
Содержания альбита в калинатровом полевом шпате гранитоидов
Сукарского интрузива определяют их соответствие низкотемператур-
ному типу «субсольвус-гранитов», а Авгайджуманского -— высокотем-
пературному типу последних. Оба массива формировались в мезоабис-
сальпой фации глубинности, однако в пределах се размещались н!
разных гипсометричны.х уровнях. Авгайджуманский массив, судя по
достаточно высокому содержанию в магматическом микропегматите
жильных пород кварца, отсутствию мирмекита и появлению порфиро-
вых фаций, занимал более высокое гипсометрическое положение-
Магнитная восприимчивость пород комплекса крайне низкая
1—14Х10"6СГС. В числе типоморфных элементов-примесей авгай-
джуманского комплекса —- литий, цезий, фтор, свинец, олово и золото.
Олово во всех подразделениях комплекса в 2,5—5 раз превышает
кларковые концентрации. Наиболее высокие содержания этого элемен-
та установлены в жильных породах и зонах гидротермально и метасо-
матически измененных (микроклинизировапных, турмалинизирован-
ных) гранитоидов и кварцево-турмалиновых жилах. Жильные породы
комплекса, особенно Сукарского интрузива, обогащены фтором и
литием.
С комплексом связана редкометаллызая (олово, вольфрам) минера-
лизация, представленная шеелитоносными скарнами на контактах Су
карского и Авгайджуманского интрузивов и оловоносными гидротер-
мально- и пневматолитнчески измененными породами как в самих инт-
рузивных массивах, так и на некотором от них удалении во вмещаю-
щих породах. Все скарново-шеелитовые тела в той или иной мере золо-
тоносны. Комплекс обнаруживает перспективы на олово, повышенные
концентрации которогоо приурочены, с одной стороны, к литий-фтори-
стым гранитам жильной фазы Сукарского массива (южное приконтак-
товое тело пегматоидных гранит-аплитов), с другой — к зонам микро-
клинизации, окварцевания и турмалинизации фазовых гранитоидов
этого интрузива. В метасоматитах такого типа (мощность 1,5 м, про-
тяженность — первые десятки метров) установлены интересные в
практическом отношении содержания олова.
С целью выяснения площадного распространения зон, особенностей
их геологического строения и минералогии, в пределах Сукарского
интрузива и в его экзоконтакте целесообразна постановка ревизионно
оценочных работ.
Нижняя возрастная граница комплекса определяется интрузивны
ми взаимоотношениями его с силурийскими (лудлов) сланцами и до-
ломитами, верхняя — в пределах палеозоя остается открытой. Наибо
лее часто в ряду цифр абсолютного возраста гранитоидов (калий-арго-
новый метод, биотиты, ВСЕГЕИ, ИГпГ АН УзССР) встречаются зна-1
134
чсния в интервале 268--301 млн. лет. Напоолее древние из них соот-
ветствуют представлению о позднекаменно\гольном возрасте авгай-
дж у м а я с ко г о комплекса.
Позднекаменноугольный гиссарский адамеллит-граниговый и
чапухский катаклазиг-гранитоидный комплексы
В объединенном виде эти комплексы представляют одновозрастные
подразделения единой природной ассоциации, различающиеся особен-
j костями стабилизации. Первый из них формировался в условиях растя-
1 жения по осевой части Южно-Гиссарской антиклинальной структуры,
для второго характерны условия сжатия, пространственная приуро-
ченность к зоне Ходжа-Обигармского (Дуузахского) глубинного раз-
лома. испытавшего во время формирования комплекса преимуществен-
но стрессовые напряжения. Чапухский позднекаменноугольный ката-
I .клазит-гранитоидный комплекс развит локально вдоль юго-западного
контакта Гиссарского батолита, представлен двумя обособленными
вытянутыми в шпротном направлении массивами: 1) Чапухским (около
20 км2) в среднем течении р. Танхаздарьи, 2) Мизакигоуским (около
1.2 км2) в верховьях одноименного сая — правого притока Кызыл-
дарьп.
1 Чапухский массив отличается своеобразным внутренним строением,
выражающимся в ритмичном и частом чередовании порфировидных
(порфиробластических) «очковых» гнейсо-гранитоидов преимуществен-
но адамеллитового и гранитового состава (мелко- или среднезернисгых
биптптовых) с осадочно-вулканогенными отложениями каратагской и
«финской свит, габброидами и тоналитами тан.хазыского, мигмати-
тами и гнейсами сурхантау-байсунтауского комплексов (приложе-
ние 7). Мощность адамеллитовых и гранито-гнейсовых «тел» колеблет-
ся ог 2,0—5,0 с.м до 1,5—4,0 м. Южная часть массива особенно насы-
щена останцами вмещающих пород, ближе к центральной части доля
гранитоидов увеличивается и в северной половине они уже заметно до-
минируют над останцами субстрата.
Мпзакнгоуский массив по характеру своего строения аналогичен
северной части Чапухского, т. е. сложен в основном гнейсо-адамелли-
тами и гнейсо-гранитами порфироидного облика.
Гранитоиды комплекса состоят из порфиробласт олигоклаз-андезина
н зерен среднего олигоклаза главной массы породы (те и другие име-
ют прямую зональность), решетчатого микроклина — микропер гита,
изредка ортоклаза, кварца (в том числе образующего мирмекитовые
вростки в плагиоклазе), темно-коричневого биотита, единичных зерен
обыкновенной роговой обманки, акцессорных циркона, апатита, сфена,
ильменита, ортита. Структура гранитоидов сочетает элементы прото-
[Ьастпческой, кластопорфировой, местами флазерной, свилеватой,
4»астомилониговой. Плоскостная линейность, имеющая единую, вы-
>ржанн\ю по всей площади массива пространственную ориентиров-
I п зарегистрированная свилеватостью милонитовой массы, гнейсо-
ватостыо пород, сплющиванием порфировидных выделений — «очков»,
вгибанием чешуйчатых минералов, обязана своим происхождением
'Словиями стресса. Это не простое раздавливание некогда массивных
йерод, а результат кристаллизации их под воздействием односторон-
го давления, некоторое время действовавшего также и после их пол-
го затвердевания, что привело к преобразованию гнейсо-гранитои-
в в катаклазиты и милониты.
Сильные породы ассоциации представлены маломощными соглас-
ними, реже секущими жилами аплитов, пегматитов и пегматоидных
гранитов мощностью от 1,5 до 30 см, залегающими среди катаклазит-
адамеллитов-
Из петрохимических особенностей пород комплекса необходимо от-
метить повышенную общую железистость, сочетающуюся с повышен
ной титанистостью (нормативный ильменит сильно преобладает наг
магнетитом), весьма слабую пересыщенность (часто недосыгценность)
гранитоидов глиноземом, низкое суммарное содержание фемическщ
компонентов, повышенную калиевую щелочность (калинатровый тип I
натри-калиевый подтип). Фация глубинности формирования комплек
са мезоабиссальная.
Позднекаменноугольный гиссарский адамеллит-гранитовый комп
леке формирует один из самых широко распространенных типов грани
тоидов западного окончания Гиссарского хребта. Наиболее полно о,
представлен в Гиссарском плутоне (приложение 7), полностью слагае-1
Туполангский (включая Маляндский) интрузив (115 км2) и небольши!
тела Яккабагской группы массивов (от 5ОХ'9О ю 110X250 м) Форм!
интрузивов в плане неправильная, как бы сдавленная с юга и севем
и вследствие этого вытянутая в широтном направлении, в целом сои-1
ветствующая ориентировке главной (для Гиссарского батолита) и втс1
ростспенной (для Туполангского массива) антиклинальным струм!
рам района.	I
Соотношения с вмещающими породами дискордантные. Последив
представлены достаточно обширным набором пород: докембрийские
кристаллическими сланцами, гнейсами, гранито-гнейсами и мигмаГв
тами, ранне-среднекаменноугольными вулканитами кислого, среднее
и основного состава, известняками, песчаниками, алевролитами, поре
да ми танхазыского и мачетлинского комплексов.	I
Комплекс образован следующими относительно разновозрастные
подразделениями (от древних к молодым): 1) средне- и крупнозер в
стые порфировидные мезократовые амфибол-биотитовые адамелле
и граниты-адамеллшы, 2) мелко- и среднезернистые порфировидиЯ
мезократовые биотитовые (часто амфибс-лсодержащие) адамеллиты, Я
средне- и крупнозернистые порфировидныс мезократовые амфибол-бе
титовыс граниты-адамеллиты и адамеллиты, 4) равнозершкД
крупно- и грубозернистые лейкократовые биотитовые граниты, 5) г Я
фировидные среднезернистые мезократовые биотитовые или двуслкЯ
ные. местами амфиболсодержащие, граниты; жильные породы перИ
этапа: 6) мелко- и среднезернистые слабо порфировидные биотитов
и двуслюдяные граниты, 7) аплиты и пегматиты; жильные породы ifl
рого этапа: 8) порфировидные мелкозернистые гранодиориты и гр<в
диорит-порфиры, 9) порфировидные мелкозернистые адамеллиты Я
адамеллит-порфиры, 10) гранитовые и фельзитовые порфиры. I
Адамеллиты начальной фазы закартированы в виде тел неправ Я
ной формы (от 5,0 до 12,0 км2) в середине западной части ГиссароЯ
плутона (бассейн р. Сутушар).	I
Адамеллиты второй фазы распространены главным образом в Те
лангском интрузиве (рис. 8), где слагают около 65% его площади. 
легают в виде удлиненного в субширотном направлении тела 3,5—ЕЯ
16,0 км. Небольшие тела гранитоидов этой фазы имеют изомстричв
форму и размеры от 0,35x0,40 до 1,0ХГ5 км. Субширотные личйЯ
тела до 0,4 кмХ‘1,2 км встречаются только в западной части Гис^Н
ского батолита.	Н
Граниты-адамеллиты третьей фазы по занимаемой площади (Я
136	
ло 1000 км2) являются главным фазовым подразделением. В Гиссар-
ском плутоне ими сложено крупное ориентированное в широтном на-
правлении тело, размеры которого только в пределах узбекистанской
части Гиссарского региона составляют 18X55 км (протягивается через
верховья р. Аксу, Тамшуш восточный, Ойбексу, Ховат, Кштут), а так-
же тело 2,0Х'3,0 км в верховьях р. Чашма-Хайдороз. В Туполангском
массиве, в его западной части, они формируют субмеридиональное тело
2,0—3,0X8,0 км, в Маляндском массиве — неправильной формы тело
площадью около 2,0 км2 (рис. 8).
Крупно- и грубозернистые лейкократовые граниты четвертой фазы
в Гиссарском плутоне слагают несколько тел широтной ориентировки
размером от 09X'13,0 до 2,0X20 км и суммарной площадью около 85
км2 (верховья Тамшуша западного и восточного, верховья р. Ховат,
бассейн Акташсая, правого притока Танхаздарьи), а в Туполангском
интрузиве — одно тело неправильной формы размером 0,15X0,4 км, в
низовьях р. Кштут, другое — в северной половине Маляндского мас-
сива (1,6Х‘9,0 км, ориентировка субмеридиональная, правый борг Чош-
сая).
Среднезернистые граниты пятой фазы получили развитие только в
пределах Гиссарского батолита (верховья Танхаздарьи, Тамшуша вос-
точного и западного), где образуют главным образом линейные тела
широтной ориентировки размером от 0,6X1,7 До 4,6Х‘2О км и общей
площадью около 90 км2.
Минералогические составы разнофазовых гранитоидов гиссарского
комплекса имеют много общего и различаются в основном количест-
венными соотношениями породообразующих минералов. Сложены они
плагиоклазом (средний олигоклаз — кислый андезин) со слабо выра-
женной зональностью, калинатровым полевым шпатом (колеблющим-
ся от ортоклаза с содержанием альбита 26—35% до микроклина с 32—
57% альбита), кварцем интергранулярных зерен мирмекитовых врост-
[ ков в плагиоклазе и микропегматитовых срастаний (с калинатровым
полевым шпатом), темно-коричневым биотитом, темно-зеленым гастин-
гситом, в некоторых фазах — мусковитом.
 Акцессорные минералы — циркон, ксенотим, ортит, сфен шеелиг,
гранат, ильменит, пирит, магнетит. Структура гранитоидов представ-
.1яе ся как комбинация гипидиоморфнозернистой, мирмекитовой и
|микропегматитовой, местами катакластическоп.
I Во всех фазовых подразделениях комплекса с разной степенью ин-
|тенсивности получили развитие меланократовые включения — автоли-
ты. Размер их колеблется от первых сантиметров до 15X20 см, реже
до 0,5—0,6 м в поперечнике, форма преимущественно овальная, часто
•площенная (дискообразная). В адамеллитах автолитов заметно боль-
ие, чем в гранитах. По минеральному составу они находятся в фазо-
о'м соответствии с вмещающими гранитоидами, отличаясь от них ко-
виче< гвенными соотношениями породообразующих минералов, обогаще-
ны биотитом и амфиболом, обеднены кварцем.
|1\ .льные породы первой группы распеределены в пределах фазовых
Ышггоидов относительно равномерно и, за исключением Сутушарско-
Б пегматитового поля (Гиссарский плутон), нигде не дают густых
скоплений. Жильные породы второго этапа для гиссарского комплекса
Ьс характерны и встречаются только в Гиссарском батолите- Установ-
.,1.но около полутора десятков даек гранодиоритового состава, не-
®|..;ы<о даек адамеллитого, десять даек гранитовых ифельзитовых
||рфиров. Они преимущественно залегают в трещинах еубширотного и
137
138
Рис. 8. Схема геологического строении Тх uo. i антского и Маляндского массивов.
Составлена по материалам 3. А. Юдалевпча. Ф. К. Дпваева, С. А. Козлова,
О. Н. Никитиной, Э. Д. Безтглова, Д. X. Рубанова.
Массивы: I — Туполапгскпй, II — Маляндский. III — Ангасайский. IV — Ру-
i писай с кий. Сурхаптау-бамсунтаускпй комп юкс: 1—тоиконо,юстатые мигматиты. ча-
сто силлиманит- и кордиерите оде ржащпе. бпотптовые граподпорпто- и гранито-гней-
сы, 2 — мелко- и среднезерпистые биотитовые и мусковит-бпотптовые граиатсодер-
жащпс граниты. 3 — жильные i ранатеодержашпе аплиты и пегматиты. A'tiracaitQKiril
комплекс: 4 — мелкозернистые бпотпт-мусковнтовые гранито-гнейсы. Танхазыскяй
комплекс: 5 — мелко- и средпезернпстые амфпболовые габбро. 6 — мелкозернистые
амфибол-био।иговые кварцевые днорпты. 7 — мелко- н сродне.’.ерппстые гнейсовид
ные амфибол-биотитовые плагиограниты, 8 — дайки диабазов. Мачетлпнскпй ком-
плекс: 9 — среднезерипстые амфибол-биотитовые кварцевые сиенодиориты. Гпссар-
ский комплекс: 10 — средПезерппстые порфпровидные бпотптовые адамел шгы,
II—крупнозернистые норфпровптные биотитовые адамеллиты н грапиты-адамел-
чпты. 12 — средне- и крупнозернистые бпотптовые граниты; жильные породы: 13 —
мелкозернистые биотитовые граниты, 14 — мелко- н среднезерипстые бпотпт-мус-
ковптовые граниты, анлпг-грапнты, пегматиты. Южно-Тяпынапьскнй комплекс:
15 — эссекспто-диабазы: 16 — лппарпт-андезпт-базальтовый комплекс каратагской
п суффинской свпг: кварцевые порфиры п их туфы, дацпт-иорфпры, агломератовые
т\фы, андезитовые порфириты и их туфы, диабазы, туфоаргпллиты и туфокоигло-
мераты .17 — протерозойские гнейсы, кристаллические сланцы и амфиболиты, 18 —
мезозойские отложения, 19 — четвертичные отложения, 20 — тектонические нару-
шевия.
[близкого к нему направлениях, падение их крутое, протяженность <и
1 250 м до 1,5 км.
Гиссарский комплекс — это собственно гранитоидная ассоциации,
состав отдельных подразделений которой несущественно варьирует or
Адамеллитов до гранитов, в которой ацамеллиты всегда предшествуют
гранитам, определяя тем самым, что комплекс развивался в гомо
.дромном направлении. Но при этом на фоне общей гомодромной эво-
люции все же таметны частньк отклонения от установленного шабло-
на развития. Так, в Гиссарском батолите первая и четвертая фазы
характеризуются более кислым составом пород, чем следующие за
ними породы соответственно второй и пятой фаз.
	Одна из определяющих особенностей комплекса — устойчивое со-
шошение щелочей, указывающее на ведущую роль в их группе калия
(тип щелочности калинатровый, подтип натри-калиевый). Общая же-
•хзистость гранитоидов повышенная (до 75%).
	Химический состав гранитоидов и их петрохимические особенности
(I том числе развитие мирмекита и кварц-калишпатовые соотношения
Цкропсгматитовых участков) фиксируют мезоабиссальные уровни
^билизации гранитоидов гиссарского коплекса, принадлежащих к
i bicc ютемпературной группе «субсольвус» — гранитов. По содержа-
нию рубидия (в среднем 150 г/т) и стронция (в среднем 230 г/т) коми-
скс напоминает ассоциации маловодных схбвулканпчсских гранитов,
Сгенерированных континентальными щелочно-известковыми андезитами
или магмой дацитового состава.
^Значения магнитной восприимчивости определяют гранитоиды гис-
кл-рского и чапухского комплексов как умеренно- и сплыгомагнитные
Д > 250У 10-6 СГС). Из гиповых ассоциаций акцессорных минералов
.Ищибйлее распространен цпркон-аиатитмагнетитовый, встречаются цир-
(Ивн-апатит-ортит-сфеновый, циркон-апатит-сфсн магнетитовый, циркон-
зчэтит-ксенотим-магнетитовый, изредка циркои-апатиг-ильменитовый.
Местами в породах фиксируются флюорит и шеелит. Геохимические
Жы.ные свидетельствуют о редкометалльно-редкоземельной специфике
гиссарского комплекса (повышенные против кларка содержания рсд-
тек ль, олова, урана и тория). В гранитах—адамеллитах некото-
139
рых массивов обнаруживаются повышенные значения свинца п меди.
Чапухские гранитоиды по содержанию редких элементов в главных
подразделениях однозначны с породами Гиссарского батолита. На
поздних стадиях развития комплекса, в частности, в связи с жильными
пегматоидными гранитами происходило накопление фтора, евннцз,
цинка, что можно рассматривать как явление эманационного концент-
рирования, перспективного с точки зрения металлогенической реализа-
ции-
С породами гиссарского и чапухского комплексов генетически свя-
зана минерализация редкометалльного профиля (вольфрам, молибден,
олово, тантал и ниобий), парагенетически — полиметаллическая.
Первая развита главным образом в пределах Гиссарского батолиса
и приурочена к пегматитовым жилам, группирующимся как в гиссаи-
ских гранитоидах, так и в прорываемых ими кварцевых дноритах в
диоритах более древнего возраста (Сутушарское, Аюкское пегматито-
вое поле). Полиметаллическая минерализация пространственно тяго-
теет к Туполангскому и Маляндскому массивам.
Нижняя возрастная граница этих ассоциаций фиксируется их интру-
зивными контактами с ранне-среднекаменноутольными отложениями п
гранитоидами среднекаменноугольного мачетлинского комплекса, верх-
няя (определяемая на территории Таджикской ССР) —пермскими с\'б-
вулканическими липарит-порфирами, прорывающими гиссарские гра-
нптоиды или содержащими их блок-ксенолпты. Этими данными обус-
ловливается позднекаменноугольный возраст комплекса. Радиологиче-
ские данные (калий-аргоновый метод, биотиты, ВСЕГЕИ) колеблются
в диапазоне значений 274-316 млн. лет.
Позднекаменноугольный-раннепермский хурсантагский комплекс
гранатовых гранитов
Хурсантагский комплекс распространен на южных склонах Гиссар-
ского хребта. Слагает крупный Хурсантаг-Токауйнарский интрузий
(рис. 9) площадью около 80,0 км2, А1ахотсайский массив (назван пи
правому притоку р. Обизаранга, занимает часть Мачетлинского интру-
зива в его северо-восточной половине, площадь 18 км2), Катта-Хурсан-
ский интрузив (левый борт р. Кызылдарьи, верховья Катта-Хурсансая.
площадь 5,2 км2). несколько небольших вытянутых тел (площадью до
2,0 км2) по левому борту р. Обизаранга в рамках Мачетлинского инт-
рузива и в нижней части Катта-Хурсансая. Форма тел отчетливо сплю-
снутая, вытянутая в широтном (Хурсантаг-Токауйнарский и Катта-
Хурсанский интрузивы) или северо-западном (массивы Мачетлинского
интрузива) направлении. Вмещающие породы докембрийские кварци-
ты, кристаллические сланцы и гнейсы (в том числе кордиерит- силли-
манит- и андалузитсодержащие), нижне-среднедевонские известняки,
доломиты, кремнисто-глинистые сланцы, каменноугольные осадочно-
вулканогенные и терригенно-карбонатные накопления, интрузивные об-
разования танхазыского и мачетлинского комплексов.
По отношению к залеганию вмещающих толщ массивы комплекса
являются дискордантными и судя по их линейной форме трассируют
зоны глубоких разрывных нарушений. Внутреннее строение комплекса
простое- Он представлен двумя фазовыми разновидностями гранитов,
местами отклоняющихся по составу до адамеллитов; 1) мелко- и сред-
незернистыми, местами порфировидными гранатсодержащими биотито-
выми гранитами и гранитами-адамеллитами, 2) средне-и крупнозер-
нистыми, местами слабо порфировидными гранатсодержащими биотп-
товымп и мусковит-биотитовыми гранитами; жильными породами; 3)
140
141
Рис. 'J. Схема геологического строения Хурсантагсного. А.тчалысайского и
Чешского массивов. Составлена по материалам 3. А. Юдалевпча, Ф. К. Дпваева,
С. А. Козлова, 3. Д. Безуглова. 11. К. Миронова. Д. А. Рубанова.
Массивы: I — Хурсаптагскпй, II — Верхпсалмалысайскип, III — Чшлскпй,
IV — Нпжпеалмалысайскпй, V — Верхнеходжаосма некий, VI — Восточнохурсаа-
тагский. Ангасайскпй комплекс: 1 — двуелкцяные гранито-гнейсы. Танхазыский
комплекс: 2 — мелко- п среднезернпстые бпотпт-амфиболовыо габбро, габбро-дп'1-
рпгы. 3 — мелко- п среднезернпстые бпотпт-амфиболовые тоналиты, 4 — объединен
ные крупно-, средне- п мелкозернистые амфпбол-бпотптовые плагиограниты. 5 —
плагпогранит-порфиры; жильные породы: 6 — диабазы п диабазовые порфирита!
7 — спессартиты, одпппты. Хурсаптагскпй комплекс: 8 — мелко- п средлшерл»
стые порфировпдпые биотитовые гранатсодержащие ! гранпты^ адамеллиты. 9 -
средне- п крупнозернистые, местами слабо порфпровпдпые, биотитовые (а) и мус-
ковнт-бнотнтовые (б) граиатсодержащне граниты. 1(1 — жильные невкозернпсщ
мусковит-бпотптовые гр.тнатсо.чержашпр граниты, аплиты, пегматиты. А.тмаль
сайскпй комплекс: II — мелко- и среднезернпстые резко порфпровпдныс о.тиип-
пироксеповые, бпотпт-ппроксеновые кентал.теипты п габбро-мопцоипты, 12 — мп-
ко- п среднезернпстые порфпровпдпые ппроксеп-бпотптовые п амфибол-биотитовые
монцониты, 13 — мелко- и среднезернпстые порфпровпдпые амфиболовые мошю-
дпорпты. 14 — жпльмые сиенито-диоритовые порфириты. Южпо-Тя1П.шаньук1'1
комплекс: 15 — лссокспто-дпабазы. камптоппты. 16 — дацит-лппарптовт.тй комплек-
зойской и вахшпварскон спит: кварцевые и дацитовые порфиры, кварцевые альбш
тофпры п пх туфы, известняки, доломиты, туфопес чаинки, алевролиты, конглмш
раты; 17 — лппарпт-андезпг-базальтовый комплекс каратагской и суффппсьоп свш
лавы, туфы, туфобрекчпп тппарптовых и дацпговых порфиров, андезитовых и ба-
зальтовых порфиритов, песчаники, алевролиты, пзвес1няки; 18 — нротериложкц
кварциты, кристаллические сланцы и гнейсы; 19 — средний зерхнпп ордошп
аргиллиты, алевролиты, песчаники с прослоями известняков, туфов кислого соси
ва, гравелитов и конгломератов, 20 —караканская свита: известняки, доломиты
сланцы, 21 — чормагольская свита: алевролиты, песчаники, известняки, конгломе-
раты; 22 — суффинская свита: туфопесчаппкп. тсфоалевро.шты гхфоаргпллпты
кремни п известняки, 23 — сагдорская свита: алевролиты, песчаники, пзвестнякг
мраморы, конгломераты, гравелиты. 24 — хурсандарьппская евпта: туфоалевролпг
известняки. 25 — мезозойские отложения, 26 — четвертичные отложения. 27 -
эффузлгы кислого состава (а), основною п среднего состава (б), 28 — границе
фациальных разновидностей пород, 29 — тектонические парущеипя.
мелкозернистыми порфировидными гранатсодержащими амфибол-баи
Титовыми адамеллитами, 4) мелкозернистыми гранатсодержащим!
биотитовыми гранитами, 5) гранатсодержащими аплитами, гранит-ат
литами и пегматитами, 6) диабазовыми порфиритами, 7) диоритовым»
порфиритами, 8) гранит-порфпрами.
Гранитоиды ранней фазы приурочены к восточным окончания1'
Хурсантаг-Токауйнарского и Махотсайского массивов, на их дол,
приходится в общем не более 20% от суммарной площади пород комп-
лекса, тогда как остальная ее часть занята средне- и крупнозернисты-
ми гранитами.
Вещественный состав фазовых гранитоидов достаточно однородный
Они сложены переменно зональным олигоклаз-андезином, калинатре
вым полевым шпатом (колеблющимся от ортоклаза до микроклина
содержанием альбита от 20 до 45%), кварцем (в том числе мир мел i-
товым), высокожелезистым темно-буро-зеленым (до черного) биоти-
том, мусковитом, альмандином, акцессорными цирконом, апатии»,
сфеном, ксенотимом, баритом, пиритом, иногда монацитом, флюори-
том.
Жильные породы развиты относительно слабо. При этом адамелли-
ты и двуслюдяные граниты, аплиты и гранит-аплиты распределены
более пли менее равномерно по всей площади фазовых гранитов, ям
редка встречаются в зоне их ближайшего экзоконтакта среди влкшак-
щих образований. Наиболее мощные (до 50,0 м) и протяженные (д
1,5 км; среди них дайки-жилы мелкозернистых биотиювых и амфи-
142
бол-оиотитовых адамеллитов и гранитов. Мощность аплитов и грани
аплитов обычно не превышает 15,0 м, протяженность 120,0 м. Они при-
урочены преимущественно к трещинам меридионального направления,
реже к широтным и диагональным. Дайки второго этапа (6—8) про-
странственно связаны с Махотсайскпм массивом (приложение 8), вы-
полняя в основном меридиональные (диабазовые и диоритовые порфи-
риты, мощность до 3,0 м, протяженность до 300,0 м), изредка северо-
восточные (гранит-порфиры, мощность до 7,0 м, протяженность до
1,0 км) трещины.
Данными по .химизму пород комплекса подчеркнут гомодромный
характер эволюции магматического расплава, обусловивший постепен-
н<>г возрастание в породах содержаний кремнезема, общей железисто-
сти (высокая, более 70%) и щелочности (тип калинатровый, подтип
натри-калиевый). По значениям нормативного корунда их следует от-
цвести к гранитоидам повышенной глиноземистости, что подтверждается
н существенными содержаниями модального граната.
Г По степени водонасыщенности они занимают промежтуочнос поло-
жение между умеренно водными и маловодными гранитами, тяготея,
[судя по составу (повышенная железистость, повышенное содержание
ктучих, в частности фтора, наличие минералов высокотемпературного
парагенезиса) к маловодному типу, генерируемому обычно исходной
адптовой или риолитовой магмой.
। >ровни стабилизации различных массивов хурсантагского комплек-
Г41 неодинаковы. Так, Хурсантаг-Токауйнарский массив гипабиссальный
Км нашло выражение в повышенной кремнекислотносгп слагающих
его гранитов, высоком содержании кварца в графических зонах пегма-
I Титовых жил, отсутствии мирмекита), а Махотсайский — мезоабие-
L>,ильный (фазовые граниты мирмекнгизированны. в микропегматите
аильных гранитов около 25% кварца).
Значения магнитной восприимчивости гранитоидов обычно не пре-
вышают 100X10 СГС, что .характеризует их как очень слабо магние-
вые породы. Редко отмечаются значения, соответствующие умеренно
магнитным гранитоидам, которые следует рассматривать как реликто-
вые, наиболее близкие к первоначальным характеристикам. Гранитои-
1ы рассматриваемой ассоциации геохимически специализированы на
4liobo, свинец, уран, торий и бериллий. Содержание рубидия (113—
171 г/т) в них всегда меньше содержаний стронция (205—363 г/т).
Металлогения комплекса определяется приуроченностью к его мас-
,,i скарново-редкометалльной (молибден-вольфрамовой) и гидротер-
Идьно-полиметаллической минерализации, к настоящему времени еще
сема слабо изученных.
Возраст определяется, с одной стороны, прорыванием хурсантагскн-
п гранитами отложений среднекаменноугольной сагдорской свиты и
в рузивных пород мачетлинского комплекса, с другой — соотношения-
мс пермским обнзарангским комплексом лейкократовых гранитов,
Г ЯСрыми он интрудирован. Некоторые косвенные данные указывают
ш более позднее образование хурсантагских гранитоидов сравнитсль-
 гранитоидами позднекаменноугольного гиссарского комплекса.
ге с результатами радиологических определений 282—286 млн. лет
I пш-аргоновый метод, биотиты, ВСЕГЕИ) это соответствует поздне-
фварбону — ранней перми.
143
Пермский шатрутский габбро-гранитовый комплекс
Развит в южной части Гиссарского хребта, в бассейне р. Туполав
по ее притокам Шатруту и Ховату, где образует два сближенных
пространстве интрузива — соответственно Шатрутский и Ховатскт
Первый из них в плане прдеставляет овальное, вытянутое в широтнр
направлении тело площадью 50 км2, второй — изометричный масси
площадью около 25 км2. Вмещающие породы — отложения средней
верхнего ордовика (филлиты, песчаники, сланцы, туфы кислого соси
ва, гнейсы, мраморы), раннс-среднекаменноугольной каратагской
суффинской (лавы, туфы и туфобрекчии кислого, среднего и основное
состава, известняки, алевролиты, сланцы) и среднекаменноугольж
сагдорской (алевролиты, песчаники, сланцы, известняки, конгломср
ты) свит.
По набору пород шатрутский комплекс — контрастная и прорыв
стая габбро-гранптовая ассоциация, наибольшее значение в котор|
получили ее крайние, полярные по составу образования — габброщ
и сиенодиориты, с одной стороны, и граниты (в том числе адамеллит,,
с другой.
Образование комплекса происходило в следующей последовать
ности (от древних к молодым): 1) среднезернистые амфиболовые г<
бро, 2) слабо порфировидные мелко- и среднезернистые амфибол-61
титовые кварцевые сиенодиориты, 3) порфировидиые мелко- и сред!
зернистые биотитовые и амфибол-биотитовые адамеллиты, 4) сл<
порфировидные средне- и крупнозернистые биотитовые граниты,
мелко- и среднезернистые лейкократовые биотитовые граниты; жи’
ные породы: 6) мелкозернистые граниты, аплиты, пегматиты, 7) ди
базы.
Габбро ранней фазы обнажаются в центральной части Шатрутск
интрузива (рис. 10) в виде полого залегающего вытянутого
в севе;*
восточном направлении ксенолита размером 0,5X4,4 км и ряда меи
ксенолитов от 5,0X10.0 м до 0,1X0,7 км. Состоят из нацело соссш
газированного среднего лабрадора, обыкновенной зеленой роговой
манки, дающей переходы к сине-зеленому магнезиогастингситу и к|
новато-коричневому керсутиту, диопсид-авгита, включенного в ооьп
венную роговую обманку, акцессорных апатита, магнетита, сфена,
рита.
Кварцевые сиенодиориты сосредоточены в основном в Ховатс;
массиве. Здесь в западном эндоконтакте установлена зона максим,",
ного развития этих пород в полосе северо-восточного направления п
тяженностью 4,5 км при ширине до 1,0 км. Площадь, занятая в -
сиенодиоритамн, составляет около 2,0 км2, причем в непосредствен
эндозоне массива это практически сплошное тело, расчлененное
твое линзой адамеллитов, ближе к центральной части массива i
северо-восточном клиновидном окончании — грубообломочная ск
(интрузивная брекчия) сиенодиоритов с адамеллитами и гранит.
Аналогичная картина интрузивной брекчии наблюдается
центральном штоке Ховатского массива, изобилующем
нолнтами сиенодиоритов различной формы и размеров. В Шатруп
интрузиве этих пород мало, фиксируются они в виде двух удлинен
тел — ксенолитов (одно северо-восточной ориентировки, другое —
веро-западной) размером 07X0,1 —0,15 км и нескольких десят
мелких ксенолитов в гранитах поздних фаз-
Состав пород колеблется от кварцевых сиенодиоритов до сненсд
144
1‘iic. 10, I.m'iki i со.ни нчесын о строения Шагру icinno (I) и \<ib.i ickoi о (II) массивов. (,oc i явлена iki .материи im 3 А. Юдалевпча, Ф. I». Допасла,
C. \. Котлова, Э, Д. Зезуглова, 0. 11. Никитиной. II. К. Миронова и Д. A. Рубанова.
Тинхазыекий комплекс: 1 —- тоналиты, трондьемиты и ллагиограппты, 2 — ерсдиезорлнстые амфибол-бнит-нтопые илагиограниты. Шатру:
скпй комплекс: 3 — средпезери истые амфпболоные габбро, 4 - мелко-а среднсаерштстые бгтотнт-амфпбо,новые кв.'р.чочыо «•iu’’hii< in >рп а
."> — мелко- и среднезерипстые иорфировидные биотитовые и амфпбол-бпо гиговые адамеллиты, 6 — крупнозернистые бпо готовые слабо нор
фировндпые граниты. 7 — среднезерипстые биогтоъые лейкократовые граниты; жильные породы: 8 аплиты, пегматиты. Я — диабазы. Юж
цо-Тяныиапскпй кочилек-: .10 - камптониты. jIiuh рнт-дан,н i-6,i ы.п,: oihkii коми кчн- r.apa rarcKoii и суффинской свит: .11 — лавы, туфы и ту
ста.тгтичоекис сланцы, мраморы, 13 — сагдор(кая сппга: алепролнты, база ил ы. 12 средний- no]>\iiiiii ордовик: фвллпты, иомаппкн. крп
“ фобрекчнц кислого, среднею н основного состава, фельзиты, андезпия, песчаники, лзвесi някн. м|>аморы, копгломерагы 14 — четвертичные от
сл поженил, 15 — тск1о1И1ческ1Н’ паручпепия.
ритов при доминирующем значении первых. Они сложены зональный
вкрапленниками основного олигоклаза -— среднего лабрадора, слщ
зональным основным олигоклазом -— средним андезином главной мг:
сы, решетчатым микроклин-микропертитом, кварцем (в основном ш
тергранулярный, изредка мирмекит), темно-зеленым и буро-коричн-
вым биотитом, акцессорными апатитом, сфеном, цирконом, магнетите^
Адамеллиты развиты преимущественно в Ховатском массиве, ела..*
•его центральный шток площадью около 10,0 км2, насыщенный ксенол
тамн кварцевых сиенодиоритов предшествующей фазы. В Шатрутсм
интрузиве тела адамеллитов также приурочены к центральной s-tj
массива, образуют два довольно крупных вытянутых в северо-восточнс
направлении лентовидных полого залегающих тела соответствен
3,5X0,5 и 1,5X0,15 км и несколько небольших горизонтальных тел .
веро-западного простирания до 500X50 м, как и в Ховатском интрул
вс переполненных ксенолитами сиенодиоритов.
Адамеллиты состоят из плагиоклаза (прямая зональность, основа
олигоклаз -— кислый лабрадор), решетчатого микроклина — пертш
кварца, темно-буро-коричневого, до зеленовато-темно-коричневого би
тита, сине-зеленого магниевого гастингсита, акцессорных циркона, ап
тита, ортита, сфена, пирита, магнетита и ильменита.
Граниты четвертой фазы — ведущая разновидность комплекса, я
ставляют около 90% Шатрутского и почти 60% Ховатского интрузивы
в рамках которых по отношению к породам предыдущих фаз з<Л
мают периферическое положение, подчеркивая таким образом кольп
вое (с относительно более древним центральным штоком) строение.
Они состоят из зонального среднего олигоклаза — кислого анда
на, решетчатого микроклин-пертита, кварца, темно-буро-коричнево
биотита, акцессорных циркона, апатита, ортита, сфена, рутила, бар
та, граната, пирита, обильного магнетита, ильменита, галенита.
Мелко-и среднезернистые граниты завершающей фазы слагают 1
большие штоко- и дайкообразные тела от 0,2X0,7 до 0,4X2,0 км ((
шая площадь около 3,0 км2) в центральных частях Шатрутского и X
ватского массивов, а также образуют ряд приконтактовых дайкм
разных тел до 2,0X0,25 км в северном контакте Шатрутского инт|
зива.
По составу’ породообразующих и акцессорных минералов они вес
ма близки к гранитам предшествующего подразделения, но в отли>
от них характеризуются крайне кислым плагиоклазом (отвечает аль
ту), присутствием в группе акцессорных минералов
единичных
знак
шеелита, флюорита и самородного золота. Жильные породы в гост;
комплекса развиты очень слабо, представлены одиночными полого
дающими дайками аплитовидных гранитов и пегматитов от 0,15
1,5—2,0 м и редко небольшими штокообразными телами до 0,3 км2.
Химизм комплекса в еще более наглядной форме показывает п|
рывистость его развития, обнаруживая существенный разрыв, koi
раст в эволюции состава между сиенодиоритами и адамеллитами. Р
ряду с этим, в химическом составе габбро и сиенодиоритов, с одь
стороны, и гранитоидов, с другой, хорошо проявлены признаки
комплементарности, зафиксированные, в частности, повышенной рол.
калия в группе щелочей и повышенной титанистостью.
Сиенодиориты как связулощее звено между габбро и гранигон дамиз
ключают в себе ряд петрохимических особенностей, свойственных г
тем, так и другим породам. Особенно хорошо это видно на пример
общей железистости (более высокой, чем в габбро и близкой к ад
146
меллитам), щелочности (средней между габбро и гранитоидами) и
глиноземистости.
Породы комплекса сформировались в основном на тип- и мезоабис-
сальных глубинах, причем мирмекитсодержащие сиенодиориты, по-ви-
димому (учитывая их геологическую позицию как более древних цент-
ральных штоков), стабилизировались на большей, по сравнению с гра-
нитами, глубине.
По величине магнитной восприимчивости фазовые подразделения
шатрутского комплекса выстраиваются в ряд с прямой корреляцией
между магнитной восприимчивостью и возрастным положением пород:
габброиды и сиенито-диориты относятся к слабо магнитным образова-
ниям (обычно меньше 400ХЮ'6СГС), адамеллиты — к слабо и умерен-
но магнитным (300—500X10’6СГС), граниты — к умеренно и сильно-
магнитным (580—960Х10’6СГС). Несмотря на обычно невысокую маг-
нитную восприимчивость габбро и сиенодиоритов, в них часто отме-
чаются «вспышки» повышенных значений (до 2000ХЮ-6 СГС), указы-
вающие на некогда повышенную магнитность пород ранних фаз.
Данные о распределении в породах комплекса элементов-примесей
указывают на повышенное содержание в них олова, урана, тория, ме-
ди и свинца.
Металлогеническая значимость комплекса требует уточнения- Пока
в связи с ним не установлено сколько-нибудь значимых рудных прояв
пений, но есть признаки того, что они могут быть обнаружены: 1) по-
ложительная геохимическая специализация на олово, свинец, медь,
уран и торий, 2) повышенные содержания вольфрама и молибдена в
шдоконтактовых альбититах, а также в скарновых телах, связанных с
гранитоидами.
 Для суждения о возрасте комплекса мало данных. Его нижняя гра-
ница определяется как послесреднекарбоновая (прорывает сагдорскую
свиту), верхняя в разрезе палеозоя не зафиксирована. Привлекая в ка-
честве дополнительного аргумента пока одиночные, но совпадающие
спределения абсолютного возраста гранитов из Шатрутского и Ховат-
|ского массивов (соответственно 271 ± 12 и 272 + 9 млн. лет, калий-арго-
повып метод, биотит, ВСЕГЕИ) данной ассоциации придается перм-
It.irii возраст.
Раннепермский липаритовый вулканический комплекс
лючобской свиты
Комплекс включает субвулканические липарит- и гранит-порфиры
широко распространенные в горах Яккабаг. Они слагают крупные сил-
Ь.моб| азные тела, приуроченные к зоне Южно-Гиссарского глубинного
йазлома. Протяженность выходов до 22 км, при ширине 2—2,5 км.
Зчень незначительным развитием в составе комплекса пользуются но-
рмы эффузивной фации — лавы липаритовых порфиров, небольшой
5ы\од которых установлен в юго-восточной части полосы, образованной
»г/бву тканическими гранит-порфирами.
Г Силлы внедрены в вулканиты зойской и вахшиварской свит, содер-
Нп ксенолиты гранитоидов гиссарского комплекса и, в свою очередь,
прорываются габбро-монцонитами пермо-триасового алмалысайского
комплекса. По сумме данных ассоциация отнесена к нижней перми и
лпвраллелизуется с лючобской свитой территории Таджикистана.
Абсолютный возраст 248 млн лет (калий-аргоновый метод, порода,
ЖИГИМС).
Субвулканические липарит- и гранит-порфиры отличаются высокой
1Т?пеныо раскристаллизованности. Вкрапленники обильны, иногда за-
111	147
нимают до 50% объема породы, представлены плагиоклазом, кварцем
и очень редко калишпатом. Структура основной массы фельзитовая
или тонкозернистая аллотриоморфнозернистая.
Возможно, отнесенные к обизарангскому комплексу неболь-
шие тела гранитов, пространственно тяготеющие к выходам липарит- и
гранит-порфиров Яккабагских гор, могут оказаться субвулканическими
проявлениями лючобских магматитов.
Породы повышенной гтпноземистости, калиевого, реже калинатро-
вого типа щелочности.
Пермский обизарангский комплекс лейкократовых гранитов
Размещается в основном на южных склонах Гиссарского хребта в
бассейне р. Обизаранг, междуречье Кштут — Ховат (верховья ручьев
Калта и Сагдор), а также в Яккабагских горах- Слагает собственно
Обизарангский интрузив (бассейн Сульпасана, площадь 1,3 км2) и не
большие неправильной формы тела 0,2—0.4 км2, находящиеся непода-
леку от него в северо-восточном и запад-северо-западном направле-
ниях: Нижнемазарсайское (по одноименному правому составляющем
Обизаранга, 6,5X0,05-0,1 км), Нижнемахотсайское (входит в Мачет-
линский интрузив, 0,15 км2), Манзобский массив (входит в Мачетлин-
ский интрузив, около 2,0 км2), Хучисайское (междуречье Кштут — Хо-
ват около 12,0 км2), Яккабагскпе (от 0,6X0,1 до 0,7X0,8 км).
Вмещающие породы — филлиты, песчаники, кристаллические слан-
цы (в том числе хлоритовые, мусковит-биотитовые, углеродистые), ту
фы кислого состава, гнейсы, мраморы обиварангской свиты, субвулка-
нические кварцевые, линаритовые, липарит-дацитовые и дацитовые
порфиры, их туфы и туфобрекчии, туффиты, известняки, конгломераты,
песчаники, андезиты и андезито-базальты каратагской свиты, сланцы,
алевролиты, песчаники, мраморы, конгломераты сагдорской свиты, гра-
нитоиды мачетлинского и хурсантагского комплексов. Эти образова-
ния несогласно рассекаются преимущественно линейной формы телами
обизарангских гранитов, имеющих, как правило, широтное, реже се-
веро-западное простирание.
Строение массивов простое. Обычно они сложены однородными
средне- и крупнозернистыми, местами слабо порфировидными (за счет
кварца) лейкократовыми биотитовыми гранитами (приложение 8), и
сопровождающими их редкими маломощными жилками аплита и пег-
матита. Только Обизарангский интрузив устроен сложнее. В нем уста-
навливается три фазовых подразделения. 1) средне- и крупнозернистые
лейкократовые биотитовые граниты, 2) мелко- и среднезернистые, ме-
стами порфировидные, лейкократовые биотитовые граниты, 3) мелко-
зернистые порфировидные лейкократовые биотитовые граниты, по
структуре варьирующие до гранит-порфиров. На долю гранитов ранней
фазы приходится более 90% площади массива.
Минералогический состав пород следующий: слабозональный аль-
бит-олигоклаз и кислый олигоклаз, микроклин-криптопертит, кварц (в
том числе пегматоидный), темно-оливковый до черного биотит (частые
хлоритизированный), гаенпнгепт (одиночные зерна), акцессорные мо-
нацит, апатит, циркон, магнетит, сфен, флюорит, изредка анатаз.
Жильные породы комплекса — аплиты и пегматиты — развиты
148
слабо. Ориентировка их в крупных телах разнообразная, мощность от
первых сантиметров то 0,4 м, протяженность до 30 35 м.
Химизм комплекса отличается крайне высокой, по сравнению с дру-
гими ассоциациями, кремнекислотностыо, высокой общей желези-
стостью и повышенной калиевой щелочностью (калиевый и калинатро-
вый типы). Глиноземистость пород слабо повышенная, суммарное со-
держание фемических компонентов заметно снижено. Общая желе-
зистость — высокая.
Развитие порфировых (закаленных) фаций пород и отсутствие мир-
мекита свидетельствуют о гипабиссальном уровне формирования гра-
нитов. На примере Яккабагских тел можно предположигь. что станов-
ление комплекса сопровождалось наземными извержениями кислой
(магмы (хотя прямых взаимоотношений гранитов с вулканитами лю-
чобской свиты здесь не наблюдалось). По величине магнитной воспри-
имчивости (до 2000ХЮ 6СГС) относится к умеренно- и сильно-магнит-
Вюму типам. Характеризуется повышенными против кларка содержа-
ниями фтора, урана, тория, молибдена и олова, с ним пространственно
рссошшрована редкометалльная минерализация.
Нижняя возрастная граница комплекса фиксируется отложениями
-алячапанской свиты и, следовательно, послепозднекарбоновая. Об этом
;ке свидетельствуют интрузивные контакты обизарангски.х гранитов с
Гранатовыми гранитами хурсантагского комплекса. Верхняя граница
палеозойскими образованиями не зафиксирована. Приведенные дан-
ные, а также вероятная связь ассоциации с лючобскими вулканитами
(горы Яккабаг) позволяют принять для комплекса пермский возраст.
Пермо-триасовый (?) алмалысайский габбро-монцонит-
сиенитовый комплекс
Породами комплекса сложены небольшие штокообразные тела на
W .ных склонах (верховья Алмалысая) и в центральной части (вер-
овья р. Кштута) Гиссарского хребта, а также в юго-западных его от-
рогах (бассейн р. Молянгура п Кайрака) и Яккабагских горах (вер-
товья Абдысая). Размеры тел колеблются от 60X120 м (Яккабагское)
0,7X1.2 км (Кштутское). Форма массивов штокообразная (круто-
I падающие изометричные тела, местами с фрагментами кольцевого
строения с более молодым центральным штоком).
Вмещающие породы — гнейсы и кристаллические сланцы докемб-
рийского возраста, осадочно-вулканогенные отложения каратагской и
оффпнекой свит, гранитоиды гиссарского комплекса.
Комплекс образован следующими относительно разновозрастными
подразделениями (от ранних к поздним): 1) резко порфнровидные
мелко- и среднезернистые оливпн-биотиг-пироксеновые монцогаббро
| (мезократовые и меланократовые кенталлениты), 2) габбро-монцони-
ты, по внешнему виду близкие к монцогаббро, но имеющие несколько
блее лейкократовый облик, 3) мелко- и среднезернистые порфировид-
иыс пироксен-биотит-амфиболовые монцониты и кварцевые монцониты,
4) мелко- и среднезернистые порфировидные амфиболовые монцодио-
рпты, 5) крупнозернистые пироксен-амфиболовые сиениты; жильные
L породы: 6) спенито-диоритовые и кварцевые сиенито-диоритовые пор-
фириты, 7) сиенит-порфиры и вогезиты.
Монцогаббро и габбро-монцониты встречаются преимущественно в
I нечестном залегании, слагают Яккабагское (Абдысайское) тело, за-
шчают около 15% площади Верхнеалмалысайского массива и весь
ИЯижнеалмалысайскин массив (рис. 9). По минеральному составу по-
149
роды обеих фаз одинаковы, сложены плагиоклазом (слабозоналыш
средний лабрадор в монцогаббро и андезин-лабрадор в габбро-мош.
нитах), ортоклазом, оливином (содержит 65—70% форстерита), титя
содержащим авгитом, темно-буро-зеленым и темно-коричневым бис^
том, акцессорными магнетитом, апатитом, пиритом, цирконом, сфеь.<|
Монцониты и кварцевые монцониты формируют Молянгурский (пр
ложение 9) и большую часть Верхнеалмалысайского массива. Они с
стоят из слабозонального среднего андезина, ортоклаза, авгита, зе<
ного гастингсита, биотита (аналогичен биотиту габброидов), акцессс
ных магнетита, апатита, циркона, ильменита, сфена.
Сиенитами образовано самое крупное тело комплекса, находящее
з ворховья.х р. Кштута, между его составляющими Обипирюза- и Бад
мистонсаями. Породы сложены ортоклаз-пертитом, основным олиг
клазом, густоокрашснным гастингситом, коричнево-красным биотите
авгитом с оторочкой эгирин-авгита, акцессорными — магнетитом, ап
титом, флюоритом, ильменитом.
Жильные породы пространственно ассоциированы или сближен
фазовыми образованиями комплекса. Сиенито-диоритовые порфира
установлены только в Яккабагском теле. Здесь ими сложено неско.1
ко крутых даек меридионального направления мощностью от 1,5;
5,0 м- Сиенит-порфиры и вогезиты распространенены несколько шире
верховьях Кштута они образуют рой крутопадающих сближенных да
северо-западного простирания мощностью от 2,0 до 5,0 м, в виде од
ночных разрозненных даек встречаются вблизи Молянгурского массщ
По данным химических анализов ясно выражен повышенный хим
чсскпй потенциал щелочей, избыток которых нередко фиксируется в в
де нормативного нефелина. По мере эволюции комплекса от пород [Д'
них фаз к поздним последовательно изменяется в них соотношение к
ночных металлов в сторону повышения роли калия, который в сиенщ
уже заметно довлеет над магнием, и постепенное возрастание обш
железистости в породах более молодых фаз относительно предшеств’
щих, постепенное снижение в том же направлении сх ммарного содерж
ния фемических компонентов. Глубина формирования массивов ко<
лекса тип- и мезоабиссальная.
Петрографические и геохимические признаки пород указывают I
щелочно-базальтовый состав исходной магмы комплекса.
По значениям магнитной восприимчивости (до 3500Х Ю-6 СГС) q
малысайский комплекс один из наиблее магнитных в рассматриваем!
части Южного Тянь-Шаня. Для комплекса характерны превышают
кларк содержания рубидия, фтора, бора, цинка, ванадия и хрома. К|
центрацни рубидия не превышают 150 г/т, а стронция — 1120. Н:
более распространенная типоморфная ассоциация акцессорных те
ралов апатит-магнетитовая (с флюоритом).
С высокомагнитным алмалысайским комплексом генетически д
заны некоторые скарново-магнетитовые проявления Гиссарского реп
на. Для выявления перспектив этого оруденения на глубине, в район
распространения данной ассоциации целесообразно произвести м
плексные магнитометрические исследования, которые до настоящ.'
времени здесь, к сожалению, не проводились.
Реперами нижней возрастной границы комплекса могут служ;
прорванные им позднекаменноугольныс гранитоиды гиссарского кот
лекса и пермские субвулканические липарит-порфиры Яккабагсг
гор. Данные абсолютного возраста, укладывающиеся в диапазон 231
150
271 млн. лет (калий-аргоновый метод, биотиты, ВСЕ1ЕИ), вполне до-
I пускают возможность пермо-триасовой индексации алмалысайского
комплекса-
Байсунский срединный массив
Докембрийский сурхантау-байсунтауский мигматит- и гранито-
гнейсовый комплекс
Эго ассоциация гранитоидных пород, происхождение которых тесно
I связано с процессами регионального метаморфизма, гранитизации, миг-
I матизации и анатексиса пород докембрия Гиссарского хребта главным
Вбразом юго-западных сто отрогов. Представлена следующими учасгка-
I ми развития гранито-гнейсов, мигматитов и анатектигов: 1) Туполанг-
I ский (находится в районе впадения в Туполангдарью Чошсая и р.
Кшт\та, площадь 5.0 км2), 2) Урахский (левый борт Чошсая в его сред-
I нем течении, площадь 12,0 км2), 3) Обинаурузский (бассейн одноимен-
ного сая, площадь 0,5 км2), 4) Вахшиварский (Кияусуйское мигмати-
 товое поле площадью 6.0 км2), 5 Палгарь-Бахчинский (бассейн Пал-
гарьсая, район междуречья Сангардак — Хондиза, площадь 50—55 км2),
6) Кызылдарьинский (район устья Сарытугая и правый борт Кызыл-
дарьи, площадь 2,5 км2), 7) Шатутский (бассейн одноименного сая,
площадь 10,0 км2), 8) Нижнеуруклинский (бассейн Сарыкиясая, пра-
вого притока Мачайдарьи площадь 1,8 км2), 9) Среднеуруклинский
(район среднего течения одноименного сая, притока Мачайдарьи, пло-
ш дь 4,0 км2), 10) Чашма-Хайдорозский (бассейн одноименного сая,
лсзого притока р. Шатрута, 1,0 км2), 11 Танхаздарфпнский (бассейны
Тг калика и Акташа — правых притоков Танхаздарьи, площадь 2,5 км2),
121 Геленский (бассейн Турткуйлюксая, левого притока р. Аксу, пло-
щадь 6,0 км2).
I Комплекс состоит из следующих типов пород: мигматиты, кварце-
вые диорито-гнейсы, гранодиорито-гнейсы и гнейсо-гранодиориты, гней-
р-адамеллиты и адамеллиты, трондьемито-гнейсы, плагиограннготней-
сы п плагиограниты, граниго-гнейсы и граниты, аплиты и пегматиты.
Среди этих пород наиболее распространены кордиерит-, гранат- и сил-
ппманитсодержащие гранитоиды.
Анализ положения мигматитов, гранито-гнейсов и анатектических
гранитоидных тел в стратиграфическом разрезе докембрия показывает,
что они обнаруживают приуроченность к обизарангской свите (участки
Туполангский, Урахский, Чашма-Хайдорозский и Геленский), низам
(араташской свиты (Палгарь-Бахчинский участок), верхней подсвите
тйдянгарской свиты (участки Шатутский и Среднеуруклинский), тэ-
той (участки Шатутский и Нижнеуруклинский), молянгхрекой
(Вахшиварский участок) и хондизинской (Обинаурузский участок)
.ватам, т. е. имеют в Гиссарском хребте и его отрогах по существу ре-
гиональное распространение. Условия их залегания весьма разнообраз-
ны. Повсеместно они слагают многочисленные преимущественно ие-
 'одыпие пластовые тела, чередующиеся в разрезе с гнейсами, кристал-
лическими сланцами, амфиболитами и кварцитами, но местами обра-
|? ют тела акмолито- и факолитообразной формы, а также неправиль-
I ныс тела, часто просекающие слоистость вмещающих их пород. Разме-
ры гранитоидных обособлений и тел разнообразны. Мощность пласто-
вых гранитоидо-гнейсов от 2,0 до 20,0 м, иногда достигает 50,0 м (Ша-
| мт).
Строение мигматитовых толщ крайне неоднородное: выделяются
иы слабой (Обичауруз, Вахшивар, приложение 9) и сильной (Ша-
151
тут, Палгарь-—Бахча, Гуполанг, Средний Урукли) мигматизац!
Мощность лейкосомы в таких зонах обычно составляет 0,2—0,4 .
редко 1,0 см. Встречаются практически все известные морфологичес-d
типы мигматитов: полосчатые, брекчиевидные, линзовидно-жильн
очковые порфиробластовые, теневые, нередко комбинированные друг
другом даже на одном обнажении.
Как гранито-гнейсы, так и мигматиты по отношению к складчи
сти ведут себя одинаково: они участвуют в складкообразовании од
наково с вмещающими гнейсами и кристаллическими сланцами, ош
руживая при этом некоторые признаки текстурно-структурной и у I
фологической автономности.
Вместе с гранито-гнейсами и мигматитами, среди образований су
хантау-байсунтауского комплекса существенное значение имеют а
тектические гранитовые тела с внешним обликом плутонических i
нитов Они согласны с залеганием вмещающих метаморфических
род, а форма массивов большей частью вытянутая вдоль наиласп
ния последних- Контакты с вмещающими породами то постелил
расплывчатые, переходящие через зону небу литов, затем гранито-п
сов к мигматитам, то резкие интрузивные. Тот и другой типы конга!
нередко наблюдаются по периметру' единого тела. Наряду с так
анатсктными, но автохтонными телами, встречаются отчетливо а
щие (параавтохтонные, несколько перемещенные с места образова!
тела. Размеры гранитовых массивов достигают 100X600 м (1\ы
дарьинские тела) и 0,5X3,0 км (Урах). Характерно, что никакого
тактового метаморфического воздействия на окружающие гнейсы и
сталлические сланцы эти граниты не оказывают и вместе с последив
одинаково реагируют на более поздние метаморфические, в том ч>
и диафторические преобразования.
Породы комплекса характеризуются общими текстурно-структу
ми особенностями. Обычно они гнейсоватые, очковые или порфир!
ные с параллельным или субпараллельнььм положением пластпнчя.
(в основном темноцветных) минералов, линзовидным расположен
агрегатов кварца, иногда полевого шпата. Полосчатость мигматн
обусловлена чередованием меланосомы (слюдистый, полевошпа?
слюдистый материал), лейкосомы (кварц-полевошпатовый материал
реликтов палеосомы. Текстура гранитоидных тел от гнейсовидной
массивной, причем в небулитовых телах в виде «теней» часто при
чивает сланцевато-складчатый рисунок вмещающих пород.
Структура гранитоидов грано- и гранолепидобластовая, чес
порфиробластовая, метабластпческая (в мигматитах), нематограноб
стовая, гетеробластовая, часто осложненная катаклазом и милои
зацией пород. В ряде случаев по наложению на зоны дробления и
тирания пород новообразованных (не затронутых измельчением) м
морфических минералов (в частности граната, силлиманита и др.)
танавливается, что они участвовали в последующих метаморфпчеа
событиях.
По характеру плагиоклаз-микроклпнового отношения, породы з
участков распространения сурхантау-байсунгауского комплекса мог
быть объединены в три генеральные группы: в первой преобладг
гнейсы, мигматиты и анатектные тела существенно плагиогранито-
состава, ко второй относятся плагио-микроклиновые гранитовд!
гнейсы, смешанные (чередующиеся по разрезу) плагиогранитовые
микроклин-плагиогранитовые мигматиты и аналогичные по составу
ла анатектных гранитов, третья, наиболее многочисленная, предо
152
ляст участки, в которых относительно ранние мигматиты и гранито-
гнейсы имеют преимущественно плагиогранитовый состав, тогда как
поздние тела сложены микроклин-плагиоклазовыми (порой с доста-
точно резким преобладанием калишпата над плагиоклазом) гранита-
ми. Мигматиты с лейкосомой плагиогранитового состава обычно соп-
ровождают сходного состава гранитоидные гнейсы (например, участки
Палгарь-Бахчпнский, Обинаурузский и Вахшиварский, Танхаздарьин-
ский, Урахский), но могут сопровождаться более поздними по сравне-
нию с ними телами анатектных микроклин-плагиоклазовых гранитов
(участки Урахский, Нижнеуруклинский). Мигматиты с изменчивым
составом лейкосомы (от плагиогранитового до микроклин-плагиограни-
тового) характеризуют участки Туполангскпй, Чашма-Хайдорозский,
Шатутский, Среднсуруклииский и ассоциируют с телами анатектных
гранитов неустойчивого состава.
| Химизм гранитоидов комплекса хорошо коррелируется с минерало-
гическим составом пород. Здесь также могут быть выделены различ-
ные по основности группы пород (а — кварцевые диориты, тоналиты и
гранодиориты, б — трондьемиты и адамеллиты, в — граниты) с ха-
рактерными калинатровыми отношениями, в частности существенно
натровые, существенно калиевые. Общая особенность их — чрезвычай-
но высокая глиноземистость (высокие содержания нормативного ко-
р\нда), низкая и умеренная общая железистость.
j Лейкосома мигматитов и гранитовые мобилизаты комплекса (осо-
бенно кордиеритовые граниты) характеризуются повышенными сотер-
жаннями свинца, урана, тория, олова, редких земель и бериллия- По-
роды комплекса немагнитные (магнитная восприимчивость от 0 до
ЗОМО-' СГС).
[ К некоторым участкам распространения сурхантау-байсуитауского
Комплекса приурочена кварц-сульфидно-золоторудная минерализация.
Вопрос о геологическом возрасте комплекса тесно связан с пред-
1 славлениями о возрасте происходивших в районе метаморфических со-
бытий и разными исследователями трактуется по-разному •— ог ниж-
него рифея до ордовика включительно. Глубокий полифациальный ме-
таморфизм, испытанный породами данного комплекса, косвенно ука-
зывает на их древний (докембрийский) возраст. Цифры абсолюгного
ввраста (калий-аргоновый метод, биотит, амфибол, мусковит, порода,
САИГИМС, Иркутское ГУ МГ РСФСР) дают разброс значений от
252 до 1239 млн. лет. Среди этих данных часто встречаются значения
Мес 500 млн. лет, относящиеся к амфиболитам и гнейсам, стратпгра-
(«четки связанным и изофациальным с сурхантау-байсунтаускими гра-
» гои да ми.
Докембрийский айлянгарский метаандезитовый комплекс
1 лагают в среднем течении р.Айляигара (хр. Байсунлау) одноимен-
 ^массив» площадью 4,0 км2, а также различные по размерам пла-
•хюразные закежи, развитые в правобережье р. Диймалска. Страги-
ицврованные тела комплекса залегают в виде достаточно мощных
ьстовых обособлений в разрезе айлянгарской свиты, где ассоцпи-
гют с ортоамфиболитами, мраморами и глиноземистыми гнейсами,
вмплскс образован главным образом тоналито-гнейсами, слагающими
п.1 мощностью до 70,0 м. подчиненное значение имеют амфиболиты
Ибро-амфиболиты). Пространственно они приурочены к своднойча-
н Айлянгарской брахиантиклинали, к юго-западному и юго-восточно-
(Крыльям смежного Диймалекского куполовидного поднятия.
153


Характеристика комплекса дается на примере Ай.тянгарского мае
сива. Южная часть его представлена чередующимися прослоями мел
козернпстых биоти г-амфиболовых тоналито-гнейсов тонкополосчатои
текстуры (обусловленной сменой полос кварп-плагиоклазового и n.ia
гпоклаз-биотит-амфиболового состава) с прослоями среднезернистых
тоналито-гнейсов. Обе эти разновидности пронизаны согласными с по
лосчатостью линзами — прослоями (мощность до 7,0 мм) агрегатном
кварца. В направлении к центральной части массива полосчатые гнев
соватые разности незаметно переходят в более крупнозернистые слабс
гнейсовидные, местами массивные, тоналиты. Повсюду среди всех раз
новидностсй тоналито-гнейсов и тоналитов встречаются скиалиты орто
амфиболитов преимущественно веретенообразной формы, размером де
20X50 см и прослои мелкозернистых бпотит-амфпбол-кварц-плагиокла
зовых гнейсов. Строение северной части массива аналогично южной.
Ортоамфиболиты состоят из обыкновенной роговой обманки, лабра
дора, буровато-коричневого биотита, небольших количеств кварца и
калинатрового полевого шпата, акцессорных — сфена, апатита, пирп
та, циркона и магнетита. Состав тоналито-гнейсов отличается главным
образом количественными содержаниями тех же породообр азу гони1
минералов. Здесь существенное значение приобретают плагиоклаз с
обратной зональностью (в ядре — основной олигоклаз, на краю — ос
новной андезин) и кварц, к акцессорным минералам добавляется ме
таморфогенный гранат. Их структура определяется как комбинирован
ная гетерогранобластовая и гетеронемазогранобластовая, порфиробла-
стовая и леппдогранобластовая. Местами среди тоналито-гнейсов ветре
чаются лейкократовые линзовидные обособления (мощность до 8,0 см)
по составу и текстурному рисунку определяемые как биотит-амфпболп
вые грондьемпто-гнейсы.
Несмотря на внутреннюю текстурную неоднородность, подчеркивав
мую наличием кварцевые и кварц-плагиоклазовых линзочек, мслано
кратовых полос и прослойков, а также реликтовой слоистостью, сви
детельствующсй о стратификации первичных пород, тоналито-гнейа
характеризуются исключигельно однородным внешним обликом и вы
держанным составом. Полосчатый текстурно-структурный облик крае
вых зон массива выражен чередующимися тонкими (до 1.01,5 мм]
лейкократовыми существенно олигоклаз-кварцевыми (с небольшим ко
личеством калинатрового полевого шпата, биотита и амфибола) и мс
ланократовыми прослойками (последние состоят из близких количесп
плагиоклаза, биотита и амфибола с примесью кварца), которые еле
дует рассматривать соответственно как лейкосому и меланосому тона
лито-гнейсов. Нередко тоналпто-гнейсы вместе с чередующимися с ни
ми в разрезе амфиболитами собраны в мелкие складки течения, оа
которых сходятся по направлению к шарниру главной структуры (В. А
Хохлов и др.11), что свидетельствует о пластическом течении тоналите
гнейсов. Они были весьма близки к условиям анатсктных преобразова-
нпй, о чем можно судить по наличию в тоналитах около скиалитов ам-
фиболитов маломощных (до 6,0 мм) лейкократовых кварц-плагиоклг
зовых оторочек и тонких (до 4,0 мм) жил и апофиз такого лсйкоматс-
риала как в амфиболитах, так и в тоналитах.
Химический состав тоналито-гнейсов отличается невысокими варга
пнями содержаний важнейших породообразующих окислов в прежл
всего, кремния, алюминия, магния, кальция, натрия и калия. При этш
довольно высокая кремнекислотности этих пород сосуществует с повта
11 «Соц. геологии». 1972, № 7.
154
шенны м
содержанием
с MIX
компонентов,
им
кальция и повышенной концентрацией фемиче-
свойственна низкая общая щелочность при весь-
ма повышенном потенциале натрия, который резко преобладает в грун-
те
щелочей.
По важнейшим компонентам состава они близки к средне-
м\ типу известково-щелочных андезитов окраин континентов. Содержа-
ния рубидия (70 -90 г/т) и стронция (209—300 г/т) подчеркивают
связь тоналито-гнейсов с магмой андезитоидного состава. Комплекс
немагнитный (.магнитная восприимчивость до 40 -70Х10-® СГС). Из
элементов-примесей, содержания которых превосходят кларковые зна-
чения. отмстим фтор, медь, цинк, олово, серебро.
Стратифицированное геологическое положение тоналито-гнсйсов,
доскладчатый характер, особенности состава и гекстурно-стру ктурный
облик пород, их изофациальность со смежными гнейсами и кристалли-
ческими сланцами, с которыми они нередко стратиграфически чере-
дуется в разрезе по типу нормального литологического многослоя,
указывают на метаморфогенную природу тоналито-гнейсов и ассоции-
рующих с ними амфиболитов. Геолого-петрографический и петрохими-
ческий анализ тоналито-гнсйсов и амфиболитов показывает, что мета-
морфизм пород в зоне развития айлянгарских образований носит изо-
химический характер, причем, как это видно на примере перифериче-
ких полосчатых гнейсов, миграция вещества, судя по мощности лейко-
|сомы и меланосомы, не превышала мощности слоев и мигматитов, т. е.
имела местное значение. Несмотря на различие в зернистости тоналито-
гнейсов, петрографический и химический состав их достаточно одно-
родный по всему полю развития, отвечает типовому андезиту. Состав
амфиболитов близок к щелочноземельно-глиноземистому типу базаль-
тоидов.
На основании изложенного можно сделать вывод, что интру зивнопо-
чбные айлянгарские тоналито-гнейсы и амфиболиты - продукт пзо-
ипшчсской мигматизацип и гранитизации вулканитов сущесык-нно ан-
дезитового состава, по условиям преобразования отвечающих наиболее
высокотемпсрату рной силлиманит-альмандин-ортоклазовой с\ бфации
 ьмаидин-амфиболитовой фации метаморфизма.
I Ориентируясь на согласное залегание тоналито-гнейсов в доке 1-
эр йской толще, изофациальность их метаморфических преобразова-
ний ' окружающими породами, мы принимаем возраст айлянгарского
комплекса как докембрийский. Радиоло!пческие измерения возраста
^лий-аргоиовым методом (порода, биотит, амфибол, САИГИМ
Ш цГ АН УзССР) чаще всего дают значения в пределах 424—696 млн.
...т, а уран-свинцовым (циркон, ИГиГ УНЦ АП СССР) — 390—1350
мзн. лет-
Докембрийский ангасайский металипаритовый комплекс
I В юго-западных отрогах Гиссарского хретба этим комплексом сло-
жены Ангасайское (площадь 0,9 км2), Рунигсайское (1,0 км2), Верхне-
и1 каосмавское (0,3 км2), Диймалскексе (0,4 км2) н Xohuiih г ое
(С-,8 км2) тела. Несмотря на разные размеры и контуры выходов тел в
алане, они,тем не менее, имеют одну объединяющую их особенность
.алегания являются составной частью метаморфической толщи до-
кембрия и в большей своей части сграшфицированы, обнаруживая
неимущественно согласное положение по отношению к выше- и ниже-
ic этим метаморфитам. Даже когда отдельные тела имеют с ними
чн рузивные контакты, это не нарушает обшей картины стратифи-
155
цированности рассматриваемого типа гранитов, иоо последние вместе в
соседними пи разрезу породами участвуют в складкообразовании.
Вмещающие отложения представлены кварцево-слюдяно-полеи
шпатовыми гнейсами (с гранатом, кордиеритом и андалузитом) и миг-
матитами (Ходжа-Осман), амфпбол-биотнт-кварц-полевошпатовыми (.
гранатом), хлорит-биотит-кварц-плагиоклазовыми, актинолит-биотит-
кварц-плагиоклазовымп (с гранатом) гнейсами и тоналито-гнейсами и
мигматитами (Рунигсай и Ангасай), кварц-олигоклаз-биотит-силлича-
нитовыми (фибролит) с кордиеритом, гранатом и небольшим количес -
вом калишпата гнейсами и мигматитами (Диймалек), явно диафтори-
рованными мусковит-хлорит-кварц-плагиоклазовыми гнейсами и кри
сталлическимп сланцами (Хондиза). Внешний вид ангасайских грани-
тов довольно примечательный. Это большей частью гнейсоватые тонки
полосчатые (за счет чередования обогащенных биотитом, кварцем и
кварцево-полевошпатовым материалом полос) породы со своеобразными
просвечивающими реликтовыми обломочными, фьямме или флюкдазы
ной текстурами, сохранившими первоначальный облик благодаря I
рекристаллизации, согласной со структурой исходных пород. Полосу
меланократового состава резко подчинены по объему лейкократовы
мощностью от 0,5 до 3,0 мм.
Минеральный парагенезис ангасайских гранитов из всех местона
хождений имеет много общего: это преимущественно кварц, альбит-
олигоклаз и альбит, калинатровый полевой шпат и биотит, с который
часто ассоциируют силлиманит (Верхнеходжаосманское и Диймале»
ское тела), гранат и мусковит (все тела комплекса), хлорит (Anracdl
скос. Рунигсайское и Диймалекское тела). Степень метаморфизма ад
гасайских образований, включая ретроградные изменения,
ПОЛНОСТЬ;
отвечает степени метаморфизма вмещающих их пород,
обладающего парагенезиса — калинатровый полевой
Дйинералы пр
шпат (мик]
клин- I! ортоклаз-криптопертит с низким содержанием альбита), де
нортизированный альбит-олигоклаз, кварц, коричневый биотит, мусм
вит. Калишпат, как правило, доминирует над альбит-олигоклазом. П
лосчатость пород связана, по-видимому, с их метаморфической ди|
ференциацией, разделением на меланосому (биотит, мусковит, диафт
рический хлорит, пирит, альбит-олигоклаз, немного кварца) и лей»
сомм (кварц, калишпат, альбит-олигоклаз).
Прослойки, сложенные существенно кварцевым агрегатом, вероя
но, следует рассматривать как палеосому, перекристаллизованные уч
стки собственно фьямме. Все это указывает на то, что перскристалл
зацпя исходных пород была согласной флюидальности и почти без с
щсственного перемещения вещества метаморфизуемых пород. Масиц
бы перемещения, которое носило, судя по всему диффузионный хара
тер, можно оценить по мощностям лейкосомы и меланосомы, т. е. пе
выми сантиметрами.
Химический состав ангасайских гранитов характеризуется болыш
устойчивостью. Прежде всего обращает на себя внимание повышены
кремнекислотность пород, сочетающаяся в данном случае с их высей
общей щелочностью- В составе щелочей калий заметно преоблам
нал натрием (тип щелочности калинатровый, подтип натри-калиевни
При крайне лейкократовом составе эти граниты выделяются высок
общей железистостью, обеспеченной, надо полагать, повышенной же.1
знстостью биотита, поскольку как модального, так и расчетного чаи
тпта породы не содержат.
Изложенное позволяет сделать заключение об ангасайских обра.
ванпях как о субвулканических или гипабиссальных и вполне сота
156
суется с представлением об их аповулканпческоп (первично липари-
говон) природе. Малый размах миграции вещества, хорошая сохран-
ность первичной текстурно-структурной картины, низкое содержание
альбитового компонента в калинатровом полевом шпате показывают,
ч > рассматриваемые породы обязаны своим происхождением процес-
сам перекристаллизации, наступившим после предшествующей им маг-
матической истории.
Это немагнитные образования (магнитная восприимчивость
-20Х 10-6 СГС).
В геохимических данных обращают на себя внимание несколько по-
вышенные содержания олова и вольфрама. По содержанию рубидия
(190 г/т) и стронция (52 г т) ангасайские породы близки к гранитам
калинагровых базальт-липаритовых ассоциаций и по аналогии с пос-
ледними, возможно, имеют базальтоидное происхождение. Металлоге-
ния комплекса неясна, но учитывая его слабо выраженную редкоме-
|алльную тенденцию, представляется возможным увязать с ним флюо-
рит-вольфрамовую минерализацию верховьев р. Диймалек.
Геологическая позиция ангасайских гранитов, изофациальность ме-
таморфических преобразований с нижне- и вышележащими частями
[разреза докембрийских накоплений не позволяют рассматривать воз-
раст этого комплекса в отрыве от возраста вмещающих его докембрий-
'ских метаморфических пород.
Раннесилурийский чакчарский габбро-банатитовый комплекс
Представлен Уруклинским (вытянут в субширотном направлении,
рлощадь около 2,5 км2), Харкушским (по форме близок к овалу, пло-
шать 4,5 км2) и Верхне-Харкушским (очертания нзометричные, пло-
щадь 0,3 км2) массивами. Они прорывают метаморфические породы
протерозоя, представленные мигматитами, гранито-гнейсами, слюдяно-
Ьварц-полевошпатовыми гнейсами и кристаллическими сланцами, часто
силлиманит- и кордиеритсодержащими кварцитами, амфиболитами. По
отношению к структуре вмещающих пород дискордантные.
На примере Уруклинского массива видно, что комплекс многофазо-
вый образован по следующей схеме (от ранних к поздним): 1) горн-
блендиты и перидотиты, 2) порфировидные биотит-амфиболовые габбро
н габбро-диориты, 3) биотит-амфиболовые тоналиты, 4) биотитовые
фнатиты, 5) жильные биотитовые и двуслюдяные граниты, аплит-гра-
нн ы. пегматиты, 6) дибазы и диабазовые порфириты.
| Горнблендиты и перидотиты ранней фазы слагают тела в большин-
тве случаев неправильной, реже линзовидной формы, размером от
1 (1.0X10,0 до 30,0X60,0 м, залегающие среди более молодых габброи-
дпв. Преимущественное распространение получили горнблендиты, со-
стоящие из почти нацело актинолитизированной буровато-зеленой ро-
niBoii обманки, серицитизированного плагиоклаза. Перидотиты сложе-
ны клиноэнстатитом, бронзитом, оливином (с 25—32% фаялита), бу-
ровато-зеленой роговой обманкой, актинолитом, красновато-коричне-
вым биотитом, акцессорными апатитом, цирконом, сфеном, рутилом,
пиритом, арсенопиритом, ильменитом.
 Габброиды второй фазы занимают более половины Уруклинского
массива. Они сложены сине-зеленой роговой обманкой (с промежуточ-
ными между гастингситом и обыкновенной зеленой роговой обманкой
Iсвойствами), неяснозональным кислым андезином — кислым Лабрадо-
ром, красновато-коричневым биотитом, небольшим количеством кварца
157
и калинатрового полевого шпата (мелкие зерна), акцессорными зла-
том, цирконом, пиритом, рутилом, молибденитом (знаки).
Тело габброидов пронизано .многочисленными ветвящимися беси
рядочно ориентированными жилами и жилками (мощность от 2,0 см
0,4 м, протяженность до 30 м) амфиболовых габбро-пегматитов,
выходящих за пределы вмещающих габброидов и, вероятно, генетт
ски с ними связанных- Плагиоклаз жил ио составу отвечает npenvvii
ственно среднему андезину, амфибол — магнезиальному- гасгингап
Тоналиты образуют небольшие тела (мощность до 5,0 м, протяже
ность до 50 м) среди предшествующих им но возрасту габброидов. 0
состоят из плагиоклаза (слабо зональный, интенсивно дсанорти.шр
ванный, серпцитизированный), оливково-зеленой роговой обманки п;
мешающего ее актинолита, нацело хлоритпзнрованного биотита, кв;
ца, небольшого количества ингергранулярного калинатрового полеви
шпата, акцессорных — апатита, циркона, сфена, ортита, ппрпга.
Банатнгы — одна из главных разновидностей комплекса. Поли
стыо слагают Харкушскпй и Верхнехаркушский массивы, два гела п;
щадью 0,7 и 0,25 км2 соответственно в северо-западной и юго-восто
ной частях Уруклинского массива. Минералогический состав пора
переменно зональный средний олигоклаз — кислый лабра юр. квар
темно-коричневый биотит, микроклин-криптопертит, натровый ори
лаз, акцессорные — апатит, циркон, пирит, ортит, молибденит (знаы
гранат. Около контактов с окружающими габброидами в породах nos
ляется густо-зеленая роговая обманка.
Жилы первой группы залегают преимущественно среди габброид
реже среди тоналитов и банатитов, где фиксируются в трещинах со
ро-западного и северо-восточного направлений. Мощность их обычно:
превышает 0,5 (пегматиты) и 1,5 м (граниты).
Диабазовые порфириты в виде единичных даек, ориентированных
северо-восточном направлении (падение крутое, мощность до 101
встречены в северной части Уруклинского массива.
Петрохимические данные показывают плавное, от фазы к фазе, 
растанис содержаний кремнезема, значений общей железистости, д
лочности (малокалиевый тип) и глиноземистости (почти поро.юом
зующие значения нормативного корунда). Комплементарность ранН
ультрабазитов и габброидов и завершающих комплекс банатитов а
является при сопоставлении их с породами связующей тоналитя!
фазы, имеющей промежуточные петрохимические значения, выдери
ныс как в виде содержаний пстрогенных окислов (вес. %), так и в -
казагелях железистости, щелочности, глиноземистости и норматив^
данных.
Содержания рубидия и стронция в породах комплекса закошу т
изменяются от горнблендитов и перидотитов (соответственно |9
I73 г т) к банатитам (126 и 203 г/т) и жильным гранитам (l?i
376 гт). Промежуточные члены серии — габбро, габбро-диориты nl
налиты — характеризуются средними между крайними подраздЛев
ми значениями рубидия (46—138 г т) и максимальными концек ,р
циями стронция (543—820 г/т). Эти содержания вполне совпадают
свойственными тоналит-гранодиоритовыми сериями (Г. Б. Ферштс
и др.12), производным континентальной андезитовой магмы-
Гип акцессорной минерализации циркон-пирит-апатитовып. Схдя
низких-! (обычно 10— 15ХЮ-1’ СГС) значениями магнитной воспринм1
12 «Геохимия», 1980, № 9.
158
вести, комплекс относится к немагнитным образованиям. Пространст-
венно с ними связана золотая и мелная минерализация.
Нижняя возрастная граница комплекса фиксируется метаморфита-
\1п докембрия (нжпип — средний протерозой, по некоторым данным
протерозой ближе не определенный), верхняя — субвулканическими
телами вахшиварского комплекса. Значения абсолютного возраста
311—340 млн. лет (калий-аргоновый метод, биотиты, амфиболы, ИГЕМ
\И СССР, ВСЕГЕИ). С учетом данных о наличии в составе обломоч-
ногоматериала раннекарбоновой вахшиварской свиты пород чакчар-
ского комплекса, возраст последнего следует считать докамениоуголь-
пым, возможно, раннесилурийским.
Силурийский байсунский гранит-адамеллитовый комплекс
Развит в горах Байсунтау. Представлен Гуматакским интрузивом
и несколькими небольшими телами гранитов в междуречье Дийма-
пек Шатут.
Гуматакский массив в плане имеет форму треугольника
иющацыо 55 км2. Вмещающие породы — регионально метаморфизо-
ванные отложения докембрия, состоящие из чередующихся мигматитов,
плагпогранито-гнейсов, гранито-гнейсов, слюдисто-полевошпатово-квар-
иевых гнейсов и кристаллических сланцев (нередко силлиманит-, кор-
диерит- и гранатсодержащих), илагиоклаз-кварц-амфиболовы.х кри-
сталлических сланцев и амфиболитов. Взаимоотношения массива с по-
родами рамы в основном конкордантные. Контакт на вскрытых участ-
ках согласный, довольно пологий, вмещающие отложения пронизаны
множеством послойных тел гуматакских гранитов с образованием
. трисгуры «слоеного пирога», а развитая в гранитах плоскопараллель-
на.) структура совпадает со сланцеватостью вмещающих пород
(рис. 11)
I Состав комплекса гранит-гранодиоритовый. Он образован в сле-
дхюыеи возрастной последовательности (от ранних к поздним): 1) тон-
козернистые биотитовые гранодиориты — адамеллиты, 2) мелкозерни-
стые биотитовые адамеллиты, 3) крупнозернистые биотитовые граниты,
4) среднезернистые биотитовые граниты, 5) мелкозернистые биотито-
выс граниты: жильные породы; 6) аплитовидные граниты, пегматиты и
[ аплиты, 7) мелкозернистые биотитовые граниты.
Преобладают породы второй и четвертой фаз- Текстура всех ука-
занных типов гранитоидов характеризуется неоднородностью: наряду
с массивными или обычно порфировидными (за счет вкрапленников
калииатрового полевого шпата, реже плагиоклаза) гранитоидами ча-
ете встречаются их гнейсоватые вариации. Состав пород разных фаз
Изменяется довольно незначительно, причем эти изменения вызваны
I мавным образом количественными колебаниями главных породообра-
зующих минералов, качественные особенности которых не претерпевают
в ходе становления комплекса заметных изменений. В сложении пород
Lvиствуют переменно зональный плагиоклаз (ядро — основной олиго-
Ид»з-средний андезин, краевые зоны—срсдний-основной олигоклаз),
кварц (включая микропегматитовый и мирмекитовый), ортоклаз (аль-
I опта 38—41%) и микроклин (альбита 34—40%), красновато-коричне-
вый биотит, акцессорные апатит, циркон, арсенопирит, халькопирит, пи-
рит, галенит. Характерная примесь пород—мусковит и кордиерит,
•трукпра гранитоидов сложная. Доминируют прнзматпческизернистая
.'гранитовая, местами переходящие в пегматитовую, осложненные пой-
л. о'.тастовой. мирмекитовой и катакласгической. Жильные породы
159
Рис. 11. Схема геологического строения Гуматакского массива.
Составлена но материалам С. Л. Козлова. Г. С. Тесленко. 3. А. Юдалевпчл
В. М. Встптчснко и А. А. Поповой.
Сурхаптау-байсунтаускпй комплекс: 1 — мигматиты, бпотптовые ir.i;iriior|».n»ii
гнейсы, гранито-гнейсы. 2 — жпльные пегматиты, ап.шт-гратшты, бпотитовы»
двуслюдяные граниты. Бапсупскцц комплекс: 3 — толкозернистые биотитовые i|
нодпориты, адамеллиты, 4 — мелкозернистые порфировидные биотитовые ад.и
литы, 5 — крупнозернистые порфпровидпыо бпотптовые граниты, Г> — средне*
пистые порфнровпдные бпотптовые гранпты, 7 — объединенные средне- и круи
зернистые бпотптовые гранпты, 8 — мелкозернистые бпотптовые граниты, 9
160
жильные аилпт-гранпты, аплиты, пегматиты, ме шозерицстые мусковпт-оиотитэ-
вые граниты. Поджурский комплекс, жильные породы: 10 — диабазы, 11 — гранит-
порфиры, 12 — сложные симметричные дпабаз-гранпт-порфпровые дайкп. Южно-
Tmn,шанский комплекс: 13 — камитонпгы. Дацпт-лмпиритовый комплекс зейской
п вахшиварскоп свит: 14 — туфы, туффиты, туфокопгломераты; 15 — алячапан-
ская свита: алевролиты, несчапикп, известняки, конгломераты, 16 — верхний кар-
Сон—нижняя пермь — коигломерагы. 17 — мезозойские отложения; 18 — тектони-
ческие нарушения. 19 — граппцы несогласного налегания пород, 20 — зоны пптен-
спвиого катаклаза п милонитизации пород.
распространены ограничено. ^Мощность жил колеблется от 1,0 см до
0,3 м, редко до 1.5 м, максимальная протяженность до 200 м.
Петрохимические особенности гранитоидов заключаются в их уме-
ренной железистости и щелочности (щелочно-земельный тип), повы-
шенной глиноземистости. Тип щелочности калинатровый, подтип — ка-
лп-натриевый (этим они заметно отличаются от сурханских гранитов,
I» которых калий доминирует над натрием). Химический состав, содер-
жание кварца (28—30%) в .микропегматите, развитие мирмекита опре-
деляют мезоабиссальный и абиссальный уровень глубинности комп-
лекса.
В условиях залегания гранитоидов, характере соотношения их с
вмещающими породами, текстурно-структурных особенностях, мине-
ральном парагенезисе и средних содержаниях рубидия (137 г/т) и
стронция (307 г/т) мы видим соответствие пород байсунского комп-
лекса плутоническим гранитам водонасыщенных серий.
 Породы немагнитны (магнитная восприимчивость в них не превышает
5\10-е СГС). Тип акцессорной минерализации апатитовый и монацит-
аптитовый. К элементам-примесям с повышенными относительно
кларк-концентрации значениями относятся олово, золото и серебро, со-
держания которых в гидротермально-измененных грейзенизированных
(олово) гранитоидах, окварцованиых, хлоритизированных, альбитизи-
I писанных, ожелезненных породах и кварцевых жилах (серебро, золо-
1 то) заметно возрастают, что указывает на соответствующую металло-
1|еническую ориентацию комплекса.
 Геологический возраст комплекса устанавливается как докарбоно-
I »ый на основании трансгрессивного залегания на Гуматакском масси-
Itk осадочно-вулканогенных накоплений нижнекаменноугольной вахши-
Вирской свиты, содержащей в обломочном материале основания галь-
\ слагающих его гранитоидов. Нижняя возрастная граница комплек-
 обозначена метаморфическими породами протерозоя. Определения
^толютного возраста характеризуют интервал 204—350 млн. лет (ка-
[дий-аргоновый метод, биотит, САИГИМС).
Силурийский сурханский гранитовый комплекс
Развит в горах Сурхантау. Представлен относительно крупным
Л<1Меридпонально ориентированным массивом, отдельные части и вы-
I (ы которого известны под названием Вахшиварского, Обинауруз-
. >гс и Науранганского интрузивов- Общая площадь их 240 км2. Кроме
• о, в междуречье Сангардак—Вахшивар гранитами сурханского
Ьмп 1екса сложено множество тел дайкообразной формы мощностью
ст 2.0 до 150,0 м и протяженностью до 1,5 км.
Породы, вмещающие гранитоиды, — регионально метаморфизован-
ir отложения докембрия (малянгурская, маляндская и хондизинская
ять1), состоящие из чередующихся в разрезе мигматитов, кварцево-
•ияных и кварц-полевошпатово-слюдяных гнейсов, кварцитов и кри-
11 702
161
•сталлических сланцев, нередко с гранатом, андалузитом, турмалина
кордиеритом и силлиманитом.
Контакты массивов с вмещающими породами большей частью ,м
рузивные, местами осложненные более поздними тектоническими nq
вижками- При этом часто плоскость контакта как линия, отгранич
вающая массивы от пород докембрия, четко не прослеживается, d
как последние в приконтактовой полосе шириной 0,5—0,8 км обили
пронизаны ветвящимися силлообразными и секущими дайкообразнв^
телами гранитов (приложение 9). Со стороны эндоконтакта в зоне ц
риной до 1,8 км граниты содержат многочисленные ксенолиты — а
торженцы кристаллических сланцев и гнейсов. Наряду с конкордан
ными соотношениями гранитов с вмещающими породами отмечаю,
дискордантные. Ориентировка ксенолитов и слабо выраженной г>
контактовой гнейсоватости гранитов в краевой части тел часто сов»
дает с элементами залегания окружающих сланцев и гнейсов, подч^
кивая в целом конформный характер массивов.
Состав комплекса существенно гранитовый. Он образован нескор
кими интрузивными фазами мусковит-бпотитовых гранитов (перечи
ляются от древних к молодым): 1) тонко-, 2) крупно-, 3) средне-, I
мелкозернистыми; жильными породами: 5) мелкозернистыми лей»
кратовыми двуслюдяными гранитами, аплитами и пегматитами, 6) ve
козернистыми турмалин-мусковитовыми гранитами. Преобладают кру
но- и среднезернистые граниты.
Породы сложены зональным плагиоклазом (основной олигоклаз-
средний олигоклаз), ортоклазом и микроклином, кварцем,
ричпевым с красноватым оттенком биотитом, мусковитом,
ными апатитом, цирконом, магнетитом, ильменитом, изредка
лейкоксеном, баритом, турмалином. Структура гранитов
морфнозернистая, гранитовая, осложненная пойкилопорфиробластг
и микрографической, иногда катакластической.
Жильные породы развиты довольно слабо. В большинстве они
разуют маломощные до 0,6 м, очень редко до 3,0 м быстро выкл,
вающиеся дайки, состав которых хорошо коррелируется с соста
гранитов собственно интрузивных фаз.
Из петрохимических свойств гранитов следует отметить
шенную общую железистость и глиноземистость, а также довольно в
сокий фон калиевой щелочности, отличающий по этому признаку су
ханские граниты от их возрастных аналогов в хр. Байсунтау (байсу
скин комплекс). Породы относятся в целом к калинатрово.му (натр
калиевый подтип) и калиевому типам щелочности.
Характер соотношений с вмещающими породами, морфологическ
особенности гранитоидных тел, их вещественный состав определи,
гипсометрический уровень стабилизации комплекса как мезоабисса.'
ный и абиссальный-
Состав пород указывает на их соответствие водным и умерен,
водным гранитам («субсольвус» — граниты). Об этом же свидетель,
вуют характерные для водонасыщенных плутонических гранитных ,
рпй содержания в сурханском комплексе рубидия (209 г/т) и стронц
(137 г/т).
Комплекс принадлежит к немагнитным образованиям (магнить
восприимчивость колеблется от 0 до 22X10-“ СГС). Тип акцсссорь
минерализации апатитовый. В геохимическом отношении сурханс,
комплекс характеризуется повышенными содержаниями олова, свин
меди и серебра. Металлогенически интересен как потенциально пе
пективный на полиметаллическое оруденение и главным образом
темно-,
акцесс.
ал.г
их
162
серебро, выявленные авторами концентрации которого в лейкократо-
вых жильных породах и зонах гидротермально проработанных грани-
тов (альбитизация, окварцевание) представляются достаточно инте-
ресными.
Геологический возраст комплекса на основании идентификации
гальки гранитов в низах зойской свиты с гранитами Обинаурузского
и Вахшиварского массивов устанавливается как докарбоновый. Ниж-
няя возрастная граница фиксируется отложениями диафторированных
четаморфитов докембрия. Имеющиеся результаты радиологических
определений возраста гранитов констатируют верхний предел возраста
как раннекаменноугольный — позднедевонский — 332—360 млн. лет
(калий-аргоновый метод, биотит, мусковит, ИГЕ1М АН СССР), что
вместе с вероятностью «аргонового омоложения» не противоречит пред-
ставлению о более древнем, в частности силурийском пли даже рифей-
ском возрасте сурханского комплекса.
Образование водонасыщенных или умеренно-водных гранитоидов^
каковыми являются породы сурханского комплекса, обычно связано с
амагматическимп зонами, характеризующимися довольно мощной ко-
рой континентального типа и интенсивными регионально-метаморфиче-
скими преобразованиями, соответствующими амфиболитовой и эпи-
дот-амфиболитовой фациям, термодинамические условия которых спо-
|собствуют протеканию процессов селективного плавления, выборочной
мобилизации и анатексиса. Естественно допустить, что развитие этих
I процессов завершилось новообразованием анатектных гранитоидных
масс, представленных, например, сурханским комплексом, имеющим с
гранито-гнейсами и мигматитами вмещающего докембрийского сурхан-
тау-байсунского комплекса сходство (преемственность?) вещественно-
го состава, обычно конформных по отношению к образуемым им склад-
чатым структурам (куполообразной формы), тяготеющим к ядерным
частям этих купольных структур. Вместе с породами сурхантау-бай-
I лнтауского комплекса сурханские гранитоиды выписывают типичную
картину гранито-гнейсового купола с гранитным ядром, гнейсо-грани-
говой и мигматитовой промежуточной зоной и кристаллически-сланце-
вым обрамлением. Геологические данные , как видно, не исключают
В возможности связи сурханского комплекса с более древними (докемб-
Ирийскими) метаморфическими событиями (приложение 9).
Позднесилурийский — раннедевонский бахчинский
лейкогранитовый комплекс
Развит в бассейне р. Сангардак, в частности по ее притокам Киш-
жсаю (Бахча), Палгарьсаю, Нутро, Новдио и Хурсандарье, где об-
разует тела дайкообразной, реже штокообразной формы, просекающие
гмещаюшие их метаморфические породы караташской свиты. К этому
ье к )мплексу отнесен и Ходжаосманский массив- Мощность дайкооб-
разных тел обычно не более 50 м, в раздувах до 0,3 км, протяжен-
носп до 1,2 км (Палгарьская дайка), простирание северо-восточное и
Иоищротное падение чаше крутое. Штокообразные нзометричныс
Ма, в частности Ходжаосманское, Водораздельное (между Новдио и
Ьутро), Кишлаксайское, по площади не превышают 1,0 км2 каждое.
Как дайкообразные тела, так и штоки по отношению к смятым в склад-
ки вмещающим гнейсам (кварцево-полевошпатово-слюдяного состава
tгранатом, кордиеритом, силлиманитом и андалузитом), кварцитам,
Щигчатитам и плагиогранито-гнейсам дискордантны.
I Комплекс состоит из двух относительно разновозрастных типов
163
лейкогранитов: 1) мелкозернистых, местами катаклазированных, 1
средне- и крупнозернистых порфировидных. Граниты сложены плата
клазом (альбит-олигоклаз, обычно интенсивно деанортизирован. сер
цптизирован, слабо мирмекитизирован) ортоклазом и кварцем, кра
новато-коричневым хлоритизированным биотитом, мусковитом, акц»
сорными апатитом, цирконом, пиритом, ильменитом, изредка гранате'
кордиеритом, андалузитом.
Жильные породы в связи с бахчинскими гранитами развиты нера
номерно, представлены исключительно пегматитовыми жилами и об
соблениями. Наибольшая их концентрация наблюдается в массиве Е
дораздельном, где они местами преобладают над вмещающими гран,
тами. Мощность жил до 0,3 иногда до 10,0 м.
Петрохимическое своеобразие комплекса заключается в его пов!
шенной кремнекислотности, глиноземистости и общей щелочности (к,
линатровый тип, натри-калисвый подтип). Железистость пород умереЛ
ная. Глубина формирования бахчинских лейкогранитов мезоабиссала
ная.
Магнитная восприимчивость гранитов крайне низкая 3-6ХЮ-g erd
В геохимических данных заслуживают внимания повышенные относи!
тельно кларка содержания олова, заметно увеличивающиеся в заклкя
чительных жильных дпфференциатах комплекса. Геологические дайны!
определяют возраст комплекса как последоксмбрийский — доранне!
карбоновый (прорывается субвулканическими линаритовыми порфн!
рами, содержится в обломочном материале туфов и конгломерата!
зойской свиты). Радиологические данные — 278—300 млн. лет (калий!
аргоновый метод, биотит, порода, ИГЕМ АН СССР. ВСЕГЕИ), по-ви!
димому, отражают возраст событий, исказивших первичные калий-ар!
тоновые отношения бахчинских гранитов.
Раннекаменноугольный дапит-липаритовый вулканический
комплекс зойской и вахшиварской свит
Вулканогенные образования зойской и вахшиварской свит юго-за!
падных отрогов Гиссарского хребта размещены в крупной кольцевав
зоне, опоясывающей выходы донижнекаменноугольных пород хребтов!
Сурхантау, Байсунтау и Чакчар. В пределах этой зоны вулканиты со-
средоточены в небольших грабенообразных погружениях (вулкане!
тектонических депрессиях) — Чакчарском, Карасанском, Кызылсай-
ском, Кызылдарышском, Яккабагском, Аксуйском, Хондизинском и др.|
Зойская свита трансгрессивно залегает па протерозойских об-
разованиях и силурийских гранитоида.х. Почти на всей площади!
развития она сложена чередующимися слоями песчаников, алевроли-1
тов и глинистых сланцев. Мощность отложений около 360 м. На юж-
ных н восточных склонах хребта Сурхантау к нижней части разрез]
приурочены маломощные прослои лав липаритовых порфиров и туфов!
линаритового и андезитового состава. Значительно шире распростра-1
йены экструзивные купола (до 2.5 км в поперечнике) и силлы (мош-1
ность от 10 до 300 м) липарит-дацитовых и дацитовых порфиров.
Вахшиварская свита несогласно залегает на силурийских грани-
тоидах и докембрийских образованиях. В ее составе наряду с конгло-
мератами, гравеллитами, песчаниками, алевролитами и карбонатными
отложениями существенное значение имеют вулканиты преимуществен-]
но еубвулканической и эксплозивной фаций линаритового и липарит-
дацитового состава. Подчиненное значение в разрезе свиты имеют ан-
дезиты и их туфы.
164
Субвулкапическне образования представлены mhoi окисленными по-
логими залежами и крупными лакколитоподобными телами липарит-
I порфиров, контролируемыми зонами разрывных нарушений. Крупные
I схбвтлканнческие массивы — Шнртский, Вахшиварский (приложе-
I вне 8), Диболинский, Кызылдарьинский и др. — приурочены к узлам
11пересечения субширотных и северо-восточных разломов и выполняют
прилегающие к ним межформационные полости. Отдельные субвулка-
нические тела сложены гранит-порфирами. Небольшие штоки и дайки
I гранит-порфиров встречаются в горах Чакчар, на севере Байсунтау и
I Сурхантау. Мощность свиты 1400 м, доля вулканитов в ней около
50%.
Палеонтологические данные свидетельствуют о формировании зой-
I chc.'i и ва.хшнварскоп свит в течение верхнего турне-серпухова. Зна-
1|чения абсолютного возраста субвулканических липаритов из вахшивар-
скои свиты колеблются в интервале 281—316 млн. лет (калий-аргоно-
I вып метод, порода, ИГиГ АН УзССР).
Павы андезитового состава имеют миндалекаменный облик, огно-
 сятся к порфировому структурному типу- Вкрапленники в них сложены
I . „бвт-олпгоклазем, реже калиевым полевым шпатом и разложенным
I темноцветным минералом. Основная масса пилотакситовая. Миидали-
I ны имеют полевошпат-хлоритовое и кварц-серицитовое заполнение. Ак-
11 орные представлены апатитом, цирконом, рудным минералом. Из
I вторичных минералов характерны кварц, хлорит, серицит, карбонат,
лейкоксен, пелитовое вещество. Туфы андезитов литокластические.
	Лавы липаритов и липарито-дацитов встречены только в Карасан-
<’«ой, Чакчарской и Кызылдарьинской депрессионных структурах. Это
рщковкрапленниковые породы с порфировыми выделениями альбита,
калиевого полевого шпата, биотита (разложен и замещен мусковитом,
форитом, лейкоксеном) кварца. Вкрапленники плагиоклаза и кварца
нередко оплавлены. Кварц-полевошпатовая основная масса имеет сфе-
ре истовую и фельзитовую структуру. Из акцессорных минералов от-
мечаются апатит, циркон, магнетит, из вторичных — кварц, хлорит,
сковит. карбонат, пелитовое вещество.
	Средн пирокластолитов выделены туфы и пгнимбриты. Туфы лито-
ш)стические, литокрпсталлокластические различной размерности — ог
агломератовых до пепловых. Обломочная часть в них представлена
вами, туфами, яшмовидными породами, сланцами, полевыми шпа-
гами. биотитом, кварцем. Кристаллокластического материала обычно
Мрьшс литокластического. Связующая масса преимущественно пепло-
Во вторичных минеральных ассоциациях наблюдаются хлорит,
(рринит, халцедон, опал, карбонат- Игнимбрпты псаммитовые, массив-
jut пли грубослоистыс с отчетливыми фьямме из стекла и пемзы, об-
jpni змп полевых шпатов, кварца, фельзитов, дацитов, липаритов. Свя-
вмрщая масса криптокристаллическая, хлоритизированная и ожелез-
; генная.
Субвулкапическне липарит-порфиры петрографически аналогичны
^фузпвным. Близки к ним и гранит-порфиры, содержащие во вкрап-
.ннпках альбит-олигоклаз. микроклин — пертит и кварц. Структура
Нрц-каливошпатовой основной массы субвулканических тел сферолн-
Вя. микрофельзитовая микропойкилитовая, аллотриоморфнозернн-
киЯ.
I Химический состав андезитовой составляющей комплекса характе-
ризуется повышенной глиноземпстостыо (нормативный корунд), кали-
бровым типом щелочности (с почти равным содержанием калия и
рвя), умеренной общей железистостью. Липаритовые и липарит-
штовые порфиры характеризуются умеренной железистостью и в ос-
165
новнои своей массе принадлежат к калинатровому типу щелочности с
тенденцией возрастания доли калия в группе щелочей в каждом бо-
лее молодом подразделении. Так, в породах ранних импульсов вулка-
низма натрий заметно преобладает над калием (малокалиевый тип), е
промежуточных — содержания натрия и калия близки, а в заключи
тельных, в том числе субвулканических, калия всегда больше, чем нат
рия (натри-калиевый подтип).
В породах субвулканической фации выявлены содержания свинщ
цинка, меди, молибдена, скандия, олова, в 1,5—2 раза превышающи
кларковые. В некоторых субвулканических телах установлены рези
повышенные содержания золота. С вулканитами комплекса ассоцнирс
ваны медно-колчеданная и свинцово-цинковая минерализации, тяготел
щие к образованиям субвулканической фации. По мнению Т. III. Ulai
кубова (1978), детально изучавшего вулканиты характеризуемо!
комплекса, наиболее перспективны в отношении промышленного ор
денения области развития вулканитов во фланговых зонах Чакчарск
вулканоструктуры.
Ранне-среднекаменноугольный трахибазальтовый
вулканический комплекс ходжирбулакской свиты
Отложения ходжирбулакской свиты согласно сменяют нпжиесерц
ховские и трансгрессивно перекрываются верхнебашкирскими (сагди
ская свита). Разрез сложен лавами и туфами трахибазальтоиднов
андезито-дацитового и дацитового составов, яшмовидными породам;
известняками, аргиллитами, алевролитами и песчаниками. Выходы в\
канитов покровных фаций установлены на юге Сурхантау, в средне
течении р. Бадава, Аксу, Вахшивара и в верховьях руч. Чернова. I
лее широко распространены субвулканичские образования, развит ie
там же, где покровные и, кроме того, в Чакчарских и Яккабагских а
рах. Мощность свиты до 600 м. Вулканиты, сосредоточенные в нижц
части разреза свиты, составляют около 50% ее мощности. Серпух.,
раннебашкирский возраст комплекса установлен на основании опре?
лений остатков гониатитов и по стратиграфическому положению.
В составе комплекса в основном развиты породы трахибазальта^
него состава.
Среди лав установлены как афировые, так и порфировые разнов^
ностн трахибазальтов. В порфировых лавах вкрапленники сложи
основным андезином и полностью разложенным темноцветным мин
ралом, по которому образуются псевдоморфозы хлорита, карбон"
эпидота. Основная масса микролитовая, гиалопилитовая, пнтерс-J
тальная, пилотакситовая. Всем лавовым породам свойственна минду
каменная текстура- Миндалины заполнены карбонатом, кварцем, ч
ритом. халцедоном, гидроокисламп железа, эпидотом.
Пирокластолиты представлены литокристаллокластическими пл
ми и лавобрекчиями.
Субвулканические образования комплкеса слагают силлы, дайке
штокообразные тела диабазов и габбро-диабазов, трахибазальтовые
трахиандезитовых порфиритов. Штокообразные тела достигают в д
перечнике 600 м, линейные при мощности до 25 м протягиваются
2,0 км.
Вкрапленники субвулканических пород представлены плагиокла i
авгитом, иногда кварцем. Основная масса гиалиновая, пилотакепти
долерпговая, гиалопилитовая, интерсертальная.
Среди базальтоидов комплекса распространены химические соа
166
вы с нормативным оливином и гиперстеном и нефелпн-норматпвные.
Гитанистость пород низкая, а глиноземистость и щелочность высокие
(калинатровый тип, кали-натриевый подтип). Для трахиандезитов ха-
рактерны пересыщенность кремнеземом и изменение соотношения ще-
лочей в пользу калия (натрп-калиевый подтип). В породах комплекса
установлены повышенные по сравнению с кларком содержания никеля,
свинца, олова.
Раннепермский трахиандезит-трахибазальтовый вулканический
комплекс кайракской свиты
Выходы кайракской свиты распространены в верховьях р. Кайрака
(юг .хр. Сурхантау), тяготея к зоне Южно-Сурхантауского разлома.
Разрез сложен исключительно лавами, субвулканическими породами и
ншрокластолитами трахибазальтоидного состава. В Байсунтау свита
несогласно с конгломератами в основании залегает на отложениях
повднекаменноугольной алячапанской свиты. По особенностям строения
в ней четко обособляются три части: нижняя — лавовая (300 м), сред-
няя — лаво-пирокластическая (300 м) и верхняя — существенно туфо-
вая (100 м).
' Для нижней части разреза характерны мощные (25—75 м) лавовые
потоки с вертикальной зональностью: в основании миндалекаменные
[лавы с включениями обломков подстилающих пород (5—15 м), в се-
редине потока массивные лавы порфирового сложения (15—25 м), в
кровле — краснокаменные с обильными миндалинами породы. Поро-
ды покровных фаций вмещают мощные (100—150 м) силлы трахиан-
дезпто-базальтов и крутопадающие дайки трахиандезитовы.х и трахи-
базальтовых порфиритов.
I Раннепермский возраст свиты принят на основании сопоставления
ci аналогичной толщей вулканитов в соседних районах Таджикистана.
К В составе пород комплекса установлены трахиандезиты, трахианде-
дш о-базальты и трахибазальты. Лавовые породы относятся к порфи-
ровому структурному типу. Афировые разновидности встречены лишь в
[ крсзле лавовых потоков. В порфировых выделениях обычно отмечают-
ся плагиоклаз, авгит и оливин- Плагиоклаз характеризуется обратной
зональностью, в ядре он отвечает лабрадору, а по периферии битовни-
ту, по нему развиваются альбит, карбонат, хлорит. Авгит частично за-
мещен амфиболом, частично хлоритом, карбонатом, рудным минера-
лом. Нередко встречаются полные псевдоморфозы этих минералов по
авгвгу. Оливин также представлен псевдоморфозами хлорита, серпен-
тина карбоната и рудного минерала. Основная масса гиалиновая и
гналопплитовая в подошве потоков, пилотакситовая и интерсерталь-
) чая--в середине. Сложена микролитами лабрадора и битовнита с аль-
итом. авгитом, ильменитом и магнетитом в интерстициях.
I I убвулканические образования петрографически сходны с лавами.
[В отличие от последних в них отсутствуют вкрапленники оливина. Ос-
новная масса гиалопилитовая и пилотакситовая, состоит из микроли-
тов плагиоклаза и хлоритизированного стекла.
I Пирокластолиты представлены литокристаллокластическими туфа-
I мп с кварцево-карбонатным цементом, обломками авгита и трахианде-
ш».то-базальтов.
I По химическому составу базальтоиды комплекса относятся к кварц-
I нормативным образованиям с низкой титанистостью, повышенной глн-
|Ьземнстостью и калинатровым типом щелочности с варьирующими
16"
соотношениями калия и натрия (развиты как натри-калисвые, так
калн-натриевые составы).
Вулканиты содержат околокларковые концентрации меди, свинг,
цинка, вольфрама, молибдена, олова.
Пермский поджурский габбро-гранитовый комплекс
Слагает Поджурский (площадь около 5,0 км2), Ушорский (2,5Х
0,5 км), Кияусуйский (2,5X0,75 км), Западно-Уруклинский (1,75Х
0,5 км), Кугитангский (площадь около 145 км2) интрузивы с весьма
насыщенной и широко развитой по всей территории Юго-Западного
Гиссара фазой жильных пород II этапа.
Вмещающие комплекс породы — докембрийские метаморфиты (био-
тит-кварц-полевошпатовыс гнейсы и кристаллические сланцы,
мигматиты, плагиограниты и кордиеритовые граниты), осадочно-вул-
каногенные и субвулканические образования вахшиварской свиты, до
карбоновые гранитоиды сурханского, байсунского и чакчарского комп
лексов.
На примере Сурхантау хорошо видно, что отдельные массивы комп
лекса образуют вытянутые в северо-северо-восточном направлении зве
нья, трассирующие зону глубинного (Сурхантауского) разлома, огра
ничивающего с востока область развития домезозойских образований.
Разрывной тектоникой, по-видимому, обусловлена преимущественно
линейная (или близкая к ней) форма тел и несогласные (дискордант
ные) взаимоотношения их с вмещающими стратифицированными на
коплениями-
Комплекс имеет исключительно сложное внутреннее строение, сфор
мирован в следующем порядке (от древних к молодым): 1) мелко-
среднезернистые мезократовые пироксен-амфиболовые габбро и габбро
диабазы, 2) тонко-, мелко- и среднезернисгые пироксен-амфиболовьк
и амфибол-биотитовые кварцевые диориты, кварцевые сиенито-дпори
ты, 3) мелкозернистые амфибол-биотитовые гранодиориты, 4) мелко-1
среднезернистые порфировидные биотитовые адамеллиты, 5) средне-
крупнозернистые порфировидные биотитовые граниты, 6) мелкозерн»
стые биотитовые граниты, 7) тонкозернистые порфировидные биотшо
вые граниты, 8) жильные породы I (аплиты, пегматиты, граниты) i
II (диабазы, габбро-диабазы, диабазовые и диоритовые порфирит
эссексито-диабазы, фельзитовые, гранитовые, адамеллитовые и грана
диоритовые порфиры) этапов.
Габброиды комплекса образованы двумя относительно разном
растными подразделениями, различающимися по зернистости (ме.-:э!
и средней) и имеющими интрузивный контакт друг с другом (мелко
зернистая разновидность древнее, находится в виде ксенолитов в сред
незернистых габбро и габбро-диабазах). Наиболее значительные выхо
ды габброидов (суммарная площадь около 4,5 км2) откартированы i
связи с Поджурским (приложение 9) и Кугитангским интрузивами.
Минералогический состав габброидов следующий: кислый — осноа
ной андезин, практически незональнып, в той или иной мере деанорти
зированный, диопсид — авгит (реликтовый в амфиболе), обыкновенна
зеленая роговая обманка, керсутитоподобная роговая обманка, акти
нолит, красновато-коричневый биотит, калинатровый полевой шпа
(незначительные содержания), акцессорные магнетит, сфен, апати
циркон, пирит, ярозит, ильменит.
Диоритоиды второй фазы развиты слабо, формируют неболыци
тела размером от 0,65X0,55 до 1,75X0,5 км и общей площадью око.1.
168
2,0 км2 в Кугитангском, Ушорском и Западно-У руклинском интрузи-
вах. Породы сложены прямозональным основным олигоклазом — сред-
ним андезином, калинатровым полевым шпатом (микро- и криптопер-
тит в разных типах пород содержится в переменных количествах),
кварцем, амфиболом, представленным аналогичными габбро модифи-
кациями, диопсид-авгитом (реликты в амфиболе), акцессорными апа-
титом, сфеном, цирконом, магнетитом, пиритом.
Гранодиориты формируют одно небольшое (0,75 км2) тело непра-
вильной формы в северной части Кугитангского интрузива, состоят из
среднего — основного олигоклаза, кварца, микроклин-микропертитаг
керсутиподобной и обыкновенной зеленой роговой обманки, бурова-
то-черного и темно-зеленого» биотита, акцессорных апатита, циркона,
ортита, пирита, магнетита.
Адамеллиты слагают северную половину Поджурского (около
2,5 км2) и большую часть Кияусуйского (1,2 км2) массивов.
На долю средне- и крупнозернистых гранитов следующей фазы
приходится более 90% площади Кугитангского интрузива — наиболее
крупного массива поджурского комплекса. Кроме того, крупнозерни-
нистые граниты образуют небольшие тела в Кияусуйском (площадь
0,35 км2) и Ушорском (0,5 км2) массивах. Сложены слабозональным
основным олигоклазом большей частью деанортизированным, микро-
клин-микро- и криптопертитом с 36% альбита, кварцем, красновато-
коричневым биотитом, акцессорными цирконом, апатитом, флюоритом,
пиритом, магнетитом, изредка кордиеритом.
Тонкозернистые порфировидные граниты развиты главным образом в.
южной части Кугитангского массива, где слагают небольшие тела што-
кообразной формы общей площадью 0,35 км2. Минеральный состав по-
[ род полнооью повюрясг состав гранитов предыдущей фазы (вклю-
чая акцессорный флюорит), от которых мелкозернистые граниты отли"
1 чаются только особенностями структуры — заметной порфировидно-
стью (во вкрапленниках плагиоклаз, калишпат и кварц) и размерно-
I стью зерен главной массы.
Жильные породы I этапа для рассматриваемого комплекса не ха-
рактерны. Они обычно размещаются среди фазовых гранитоидов и
I предшествующих им более ранних пород или в непосредственной бли-
L зости от них. Образуют жилы мощностью от 2,0 до 30,0 см, редко до
1,5 м, протяженностью от первых метров до первых десятков метров,
имеют различную пространственную ориентировку. Преобладающий
[тип пород — аплиты и граниты.
Жильные породы II этапа, в отличие от жильных I, получили в
Юго-Западном Гиссаре региональное распространение, формируют
.Сурхантауский (15,0X6,0 км) и Кугитангский (27,0X7,0 км) дайковые
пояса, а также отдельные рои даек в Байсунтау. При этом в дайковых
поясах и роях Сурхантау и Байсунтау выявлен своеобразный по со-
ставу набор относительно разновозрастных генераций пород, отличаю-
щихся по сложности строения от послсгранитовой дайковой серии Ку-
литангтау.
I В Сурхантау и Байсунтау серия даек начинается диабазовыми пор-
фиритами, а завершается гранодиорит-, адамеллит- и гранит-порфира-
мп. В Кугитангтау в начале серии сохраняется такой же порядок, но
оканчивается она сиенито-диоритовыми порфиритами и эссексито-
диабазами. Промежуточные между диабазами и кислыми дайками по-
ррды распространены очень ограничено, фиксируя тем самым контра-
стность, свойственную, как видим, не только фазовым магматитам, но
а жильной группе пород. Мощность даек обычно не превышает 3,0 м,
169
иногда достигает 12,0 м, протяженность до 2,0 км. Характерны слоЛ
ные симметричные дайки с диабазовыми краями и граннт-порфировЛ
или фельзитовой центрально^ частью. Симметрия такого рода обы
нима, как известно, возрастной близостью слагающих сложную дай
полярных по состав)- образований и об)словлена внедрением бол
молодой кислой магмы вдоль плоскости наименьшего натяжения еи
окончательно не закристаллизовавшегося диабаза. Одновременно так!
соотношения истолковываются как доказательство парагенетическо
родства пород, формирующих симметричные сложные дайки.
Сложная геологическая эволюция магматитов поджурского ком
лекса нашла отражение в химизме слагающих его пород. Для габбро
дов и ранних фаз комплекса характерны педосыщснность кремнезем
и достаточно высокое содержание оснований, сосуществующих одн
временно с несколько повышенной концентрацией щелочных метал.-»'
что индивидуализирует петрохимический облик пород, отличает их <
габброидов других ассоциаций Гиссарского региона. Другая особа
ность габброидов — повышенная магнитность (как модальная — кол
чество магнетита до 22,0 кг/т, так и нормативная), сочетающая)
с повышенной общей железистостью. В диоритоидах запеча
лены черты сходства с породами ранней фазы, в частности повыше
ная калиевая щелочность, повышенная железистость и магнптност
низкое содержание нормативного кварца. На рубеже формирован!
первых гранитоидных подразделений (гранодиоритов и адамеллита
происходит существенная петрохимическая кульминация: резко во
растает кремнекпелотность пород и значительно увеличивается кои
центрация железа в темноцветных минералах. Однако своеобразны
петрохимические тенденции, свойственные начальным фазовым по;
разделениям, сохраняются. Это, в первую очередь, высокая общая ж,
лезпстость и повышенная щелочность (калиевый и калинатровый типы
при доминирующей роли калия. Важная особенность грапптоито
комплекса — необычная для пород Юго-Западного Гиссара недоев
щенность алюминием, избыток которого в виде нормативного корунд
или в виде модальных кордиерита, андалузита, граната, силлиманит
в других ассоциациях этого региона является типоморфным.
Гелого-петрографические и петрохимические особенности пора
комплекса указывают на гип- и мезоабиссальный уровень глубинност
их формирования. Гранитовая часть комплекса относится к типу мал
водных образований.
Контрастность состава пород поджурского комплекса подчеркнут;
данными по их магнитной восприимчивости. Наблюдается убывай»
значений магнитной восприимчивости ог 3070X10-“ STC. в габбропл
до 80X10-“ СГС в гранитах. В жильных породах соответствующе!
состава зафиксированы аналогичные значения.
Концентрации редких элементов в породах комплекса имеют реди
мета.тьную геохимическую специфику. Отмечены повышенные отноа
тельно кларков для соответствующих типов пород содержания руб
дня, лития, фтора, свинца, урана, тория, меди и олова. С породят
поджурского комплекса ассоциирована разнообразная рудная минер
лизания: полиметаллическая, редкометалльная, железная, флюории
вая Наибольший интерес из этого перечня представляет редкомелалл
ная, развитая, в основном в горах Кугитангтау.
О возрасте комплекса имеется очень мало прямых геологпчесм
свидетельств. Известно только, что он послераннекамснноугольны
так как прорывает вахшиварскую свиту. Верхняя граница в предел:
палеозоя не установлена. Косвенно о возрасте поджурскпх образов
170
нпй свидетельствует их пространственная приуроченность к зонам мо-
лодых верхнепалеозойских разломов. Радиологические данные (273
294 млн. лет, калий-аргоновый метод, амфибол, ВСЕГЕИ) указывают
на вероятность пермского возраста габбро и гранитов, что согласуете я
г представлением о них, как продуктах* завершающегося герцинского
тектогенеза, т. е. пермских (ближе неопределенных) образованиях
(приложение 9, рис. 11).
Позднепермский — раннетриасовый базальт-липарит овый
вулканический комплекс диймалекской свиты
Т. А. Сикстель и Б. В. Ясковичем13 фрагменты разреза отложений,
сопоставляемых с ханакинской свитой, установлены в бассейне рек Вах-
щивар-Сина и Диймалск. В бассейне рек Вахшивар-Сина в тектониче-
ском блоке обнажаются граувакки, интенсивно измененные базальты и
авгитовые порфириты (мощность около 70 и), которые коррелируются
с основанием ханакинской свиты. В долине р. Диймалек свита пред-
ставлена толщей конгломератов, аркозовых песчаников, где тонкие
пласты обломочных пород (1—4 м) перемежаются с более мощными
слоями лав и туфов липарит пофиров. сопоставляющихся с верхней
частью ханакинской свиты (мощность до 200 м). Доля вулканитов в
разрезе до 70%.
Комплексы регионального ра спро с гранени я
Триасовый (?) южно-тяньшаньский комлекс даек субщелочных
габброидов, базальтоидов и лампрофиров
Одиночные дайки с разной частотой встречаются почти во всех
горных сооружениях Западного и Южного Узбекистана. В рамках вы-
деленных И. В. Мушкиным (1977 г.) Нуратинской, Букантауской, Юж-
|но-Гиссарской и Гиссаро-Алайской (в пределах УзССР охватывает го-
ры Чакыл-Калян) субпровпнций-ареалов преимущественного рас-
пространения южно-тяньшаньского комплекса — дайки часто группи-
руются в непротяженные рои и небольшие поля. В пространственном
расположении даек наблюдается преимущественно субмеридпональ-
ные и северо-восточные направления. Мощность большинства даек ук-
ладывается в интервал 0,5—2,0 м, протяженность от первых десятков
метров до 2,0, редко до 3,0 км, падение крутое.
Кроме даек, породы комплекса изредка формируют небольшие диа-
тремы от 20X15 до 120X70 м. Одна из таких диатрем — трубка взры-
ва «Кызылалма» находится в юго-западных отрогах Гиссарского хр-еб-
та, в Кугитангском интрузиве, три других — в Северном Букантау.
Вещественный состав даек и трубок взрыва разнообразен. С одной
.стороны, это пикритовые порфириты, долериты, анальцимовые диабазы,
кринаниты, тешениты, оливиновые трахибазальты, представляющие
кали-натриевую петрохимическую ветвь комплекса, с другой, — тера-
зпт-порфиры, камптониты, кампто-спессартиты, мончикит-ли.мбургиты,
эссексито-диабазы и кампто-вогезиты, трахибазальты, характеризую-
щие натри-калисвую группу его пород.
Установлено, что натри-калиевые породы развиты главным образом
в пределах Нуратинской, Гиссаро-Алайской и Южно-Гпссарской суб-
провинций, а кали-натриевые — в Букантауской. Во всех ареалах рас-
пространения даек установлена антидромная последовательность об-
13 Сикс гель Т. А.. Пскович Т>. В. В тр. Г. ы в геологии УзССР, сб. 1, Ташкент, 1961.
171
разевания, начинающаяся телами д^элеритов и анальцимовых диабазе*
и трахибазальтов и заканчивающаяся дайками лампрофиров щелоч-
ных габброидов и пикритовых порфиритов.
Пикритовые порфириты содержат вкрапленники почти нацело сер-
пентинизированного оливина, титан —авгита (?), красновато-коричне-
вой роговой обманки (баркевикита?), анальцима, одиночные вкраплен-
ники средне-основного лабрадора, погруженные в стекловатый базис.
Из акцессорных минералов характерны хромсодержащая шпинель,
ильменит, халькопирит, пирит, фтор — апатит.
Долериты сложены лабрадором, титанистым авгитом, амфиболом
типа керсутита — синтагматита, красновато-бурым биотитом, акцес-
сорными апатитом, магнетитом, ильменитом, сфеном.
Кринаниты и тешениты представляют соответственно оливин-аналь-
цимовую и анальцимовую разновидности долеритов, к которым по осо-
бенностям состава очень близки анальцимовые диабазы.
Структура пород преимущественно порфировая, долеритовая и
офитовая.
Трахибазальты и оливиновые трахибазальты состоят из порфиро-
вых выделений моноклинного (салит—авгит, реже титанистый авгит)
и ромбического пироксена, оливина (большей частью псевдоморфпо
замещен хлорито-серпентином), зеленовато-бурого и бурого биотита,
среднего лабрадора и плагиоклаз-пироксен-магнетитовой основной
массы.
Группа лампрофиров щелочных габброидов, включающая кампто-
ниты, камптоспессартиты, мончикито-лимбургиты и камптовогезиты —
наиболее распространенная в составе комплекса. Породы часто связа-
ны друг с другом постепенными переходами. Главные породообразую-
щие минералы этой группы представляют магнезиальный оливин, две
разновидности моноклинного пироксена (диопсид-салит и диопсид-ав-
гит), красновато-бурый керсутит и обыкновенная зеленая роговая об-
манка, коричневато-красный биотит, плагиоклаз (андезин-лабрадор)
ортоклаз и частью анортоклаз (обычно наблюдающиеся в виде фено-
кристов). Основная масса пород амфпбол-пироксен-плагиоклазового
(с калишпатом) состава. Иногда, кроме указанных минералов, в поро-
дах отмечается псевдолейцит. Из акцессорных наиболее характерны
апатит, магнетит, ярозит, зеленая шпинель, ильменит, встречается гра-
нат пироп-альмандинового состава. Структура пород лампрофировая.
Следующими по распротраненности породами комплекса являются
эссексито-диабазы. Они состоят из основного андезина, иногда деанор-
тизированного вплоть до альбита, красно-бурой промежуточной меж-
ду керсутитом и баркевикитом роговой обманки, титанистого авгита
(иногда титан-авгита), красно-бурого биотита. Из акцессорных харак-
терны апатит, магнетит, ильменит, изредка сфен и зеленовато-желтая и
желтовато-бурая шпинель. Структура пород офитовая.
Лимбургиты представлены лейцит (псевдолсйцит)- и биотитсодер-
жашими разновидностями. Состоят из стекловатого мезостазиса и пор-
фировых выделений псевдолейцита, биотита, оливина и моноклинного
салит-авгита и хром-авгита. Близкие по составу к лимбургитам тера-
лит-порфиры наряду с оливином, салит-авгитом и биотитом содержат
вкрапленники нефелина.
В антидромном ряду пород каждого ареала распространения южно-
тяныпаньского комплекса заметно прогрессивное возрастание в более
молодых подразделеняих (лампрофирах) содержаний магния, хрома и
калия. Вместе с тем, как отмечает И. В. Мушкин, при переходе от об-
172
Засти высокого орогена (Южно-Гиссарская, Гиссаро-Алайская субпро-
[ винцпи) в сторону менее активизированных в мезозое и кайнозое, гео-
I блоков — среднеорогенного (Нуратинская субпровинция) и низкооро-
I генного (Букантауская субпровпнция)—закономерно снижаются ка-
I лпсвость, магнезпальность, возрастают титанистое!ь и общая желсзи-
I -стость пород.
На основе детальных петрохимических и петрографических данных
I И. В. Мушкин приходит к выводу о мантийном уровне магмогенера-
| ции южно-тяньшаньского комплекса. Возникновение последнего свя-
I зано с раннемезозойскими тектоно-магматическими процессами, проте-
I кавшими в условиях достаточно мощной и консолидированной коры
I континентального типа. С помощью глубинных разломов производные
| подкоровых очагов щелочно-базальтовой магмы были выведены на вы-
сокие горизонты земной коры. Детальное изучение И. В. Мушкиным
|юубннпы\ ксенолитов из даек и трубок взрыва данного комплекса
позволило установить, что они принадлежат к породам амфиболитовой
фации метаморфизма (гнейсы, мигматиты, кристаллические сланцы,
I качьцифиры), гранулитам (чарнокиты, двупироксеновые и гранат-пи-
рсссеновыс гнейсы), ультраосновным породам (шпинелевым и оливи-
I нозым клинопироксенитам, ортопироксенитам, шпинелевым лерцолитам
и вебстеритам).
I Ксенолиты гранулитов указывают на состав «базальтового» слоя
Южного Тянь-Шаня, а ультраосновных пород — на вероятный состав
в(-.)хней мантии этой территории. Породы комплекса несут повышен-
ное (относительно кларков) содержания свинца, олова, молибдена, бе-
риллия, лития, фтора, ниобия, меди, хрома, никеля, иногда ртути и
золота. И. В. Мушкин указывает на его потенциальную металлогени-
чесчую продуктивность в отношении свинца, цинка, ртути, сурьмы,
флюорита, барита, а также ставит вопрос о необходимости ревизии
трубо'к взрыва с точки зрения их алмазоносности.
I Выше упоминалось о том, что образования южно-тяньшаньского
комплекса самые молодые магматиты Южного Тянь-Шаня. Данные по
из ср синю абсолютного возраста пород (калий-аргоновый метод, ам-
фиболы и биотиты, ВСЕГЕИ, ИГ и Г АН УзССР, ИГ АН ТаджССР,
MI нГ СОАН СССР) характеризуют интервал времени от 200 до
27 млн. лет. Большинство измерений дает 223—245 млн. лет, что в це-
лом не противоречит представлению о средне-позднетриасовом возра-
сте комплекса, геологически обоснованном на территории Таджик-
ской ССР.
Позднепалеозойская Чаткало-Кураминская орогенная область
Срединного Тянь-Шаня
ИЧаткало-Кураминский регион, охватывающий хребты Каржантау,
Угаиский, Пскемский, Чаткальский. Кураминский и др., широко из-
вестен как Срединный Тянь-Шань. Впервые это понятие ввел В. И. По-
пов, выделивший в нем Чаткальскую и Кураминскую подзоны, рассмат-
ривающиеся как тектонические блоки с различным ходом истории гео-
югпческого развития. Большая часть описываемой территории прихо-
ти. на магматические породы верхнего палеозоя. В числе последних
геобенно значительное место занимают вулканогенные образования, ос-
новная масса которых сосредоточена в пределах Кураминской подзоны.
Изучение вулканитов региона имеет почти полувековую историю. Одна
из важнейших вех этой истории по праву принадлежит работам Н. П.
Вя мльковского и 3. П. Артемовой, результатом исследований которых
173
явилась хорошо обоснованная схема возрастного расчленения магмати-
ческих образований региона. Установленные упомянутыми исследовате-
лями стратиграфические ряды магматических ассоциаций в целом ви-
держали испытание временем.
В настоящее время схема служит отправной точкой как региональ-
ных, так и детальных геологосъемочных исследований в Чаткало-Кура]
минском регионе. Подчеркивая большую научную и практическую
значимость работ Н. П. Васильковского и 3. П. Артемовой, необходимо
указать и на появившиеся в последние годы диссонансные публикации
А. С. Масумова.14 15 16 Работы этого исследователя носят ревизионны
характер, при ничтожно малом собственном материале как в области
палеонтологии, так и вулканологии. По мнению А. С. Масумова, с.хега
вулканизма Чаткало-Кураминского региона должна основываться на
трех стратиграфических уровнях: Шурабсайском (ассельский ярус)
Равашском (кунгурский ярус и нижняя часть уфимского'), Кызылу
ринском (уфимский ярус и нижняя часть казанского). Авторы нс соч.1
нужным давать критический разбор положений, на которые опирает
А. С. Масумов в своих заключениях, поскольку их несостоятельное
вытекает из материалов настоящей монографии. Здесь уместно отм
тить. что начиная с 1966 г. Стратиграфическая партия Министсрсл
геологии УзССР проводит в Чаткало-Кураминском регионе спецназ
ные тематические работы по обоснованию возраста выделяемых ос
дочно-вулканогенных комплексов.
Успешному развитию исследований этого направления, выполни
шихся Т. А. Сикстель, Л. И. Савицкой, Т. А. Искандарходжаевым,
многом помогли полученные данные по стратиграфии каменпоиоа
ных и пермских континентальных отложении Южной Ферганы. Благ
даря наличию прибрежно-морских фаций, палеофитологам удали
увязать остатки ископаемых растений с остатками морских животных
таким образом, получить типовые разрезы. Это позволило выявить'
рактерные комплексы растений почти для всех ярусов каменноугольн
и пермской систем.
Уникальность разреза среднего — верхнего карбона по Акчече
привлекла внимание мировой общественности. В 1975 г. этот разрез <
программе VIII Международного конгресса по стратиграфии и гее
гии карбона посетила большая группа советских и зарубежных и
ных-иалеонтологов и стратиграфов. Благодаря многолетней методик
ской работе Стратиграфической партии в сотрудничестве с многп*
исполнителями крупномасштабной государственной геологпчесы (
съемки в Чаткало-Кураминском регионе выявлено большое число ч
стонахождений растительных остатков хорошей сохранности. Особеь
важным явилось открытие нового типа эндемичной растительна
горных вулканических областей, характеризующейся ярко выражен
ми признаками ксерофитизма, не свойственными влаголюбивой ев|-
мерийской палеофлоре, служившей ранее единственным эталоном i
определении растительных остатков. Монографическое изучение ко
лексов наземных растений с использованием данных по форамини
рам, брахиоподам, водорослям, земноводным тараканам, а также \
териалов по палеовулканологии явилось надежным обоснованием пр
лагаемой схемы стратиграфической последовательности вулкании
(приложение 21). Ниже приводится перечень выделяемых позднепа.-'
14 Узб. геол, жури., № 2, 1974.
15 ДЛИ УзССР. № 1(1, 1974
•6 В Kir. «Верхний палеозой Срединного и Южного Тянь-Шаня», Ташкент, Н
174
зойских вулканогенных комплексов, большая часть которых имеет па-
леонтологическое обоснование.
1.	Уинский ранне-среднекаменноугольный трахибазальтовый вулка-
ногенно-осадочный комплекс отвечает свите уя, представленной серией
тсрригенно-карбонатных и вулканогенных осадков, и с несогласием пе-
рекрывается базальными конгломератами минбулакской свиты- В со-
ставе комплекса выделены палеонтологически обоснованные серпухов-
ский и башкирский ярусы. Разнообразные комплексы морских беспоз-
воночных дают дробное стратиграфическое расчленение с выделением
ьллрп нрхсов местных горизонтов и фаунистических зон. Для аммо-
ноидной зоны Retuculoceras (нижнебашкирский подъярус) установлен
комплекс растений (урочище Богучалпек, руч. Джегирген) эталонный
для региона. Важным фактом является появление голосеменных рода
Radczenkoella, неизвестных в других палеофлористических провинциях
Евразии, но характерных для позднего палеозоя многих районов Сред-
ней Азии.
2.	Минбулакскнй башкирский трахибазальт-трахнандезит-трахида-
цпт-липаритовый комплекс. Включает минбулакскую и аркутсайскую
свиты. Прорывается среднекарбоновыми гранитоидами кураминского
комплекса.
3.	Акчинский раннемосковский дацит-трахиандезитовый комплекс
включает акчинскую свиту. В ее осадочной пачке на перевале Алтын-
бель содержатся растительные остатки, не уточняющие положение сви-
ты в пределах московского яр^са. В базальных слоях, на южных скло-
нах Кураминского хребта имеются гальки гранитоидов кураминского
комплекса.
4.	Надакскип позднемосковский-касимовский липарит-даиит-трахи-
I андезитовый комплекс. Включает надакскую свиту и отдельные поля
вулканитов, ошибочно относившиеся ранее к акчинской свите. Послед-
ние примечательны постоянством своего облика, распространены в Ку-
ратппскон подзоне и диагностируются как кристаллокластические иг-
нимбриты. В Карамазаре в последнее время они выделялись в само-
стоятельную джамансайскую свиту. Незначительный перерыв, отсут-
ствие несогласия с вышележащими вулканитами, повторное проявление
I аналогичных кристаллокластических игнимбритов в разрезе, позво-
I дяют объединить их в единый надакскип комплекс. По существу он
I представлен двумя крупными ритмами, каждый из которых начинает-
ся эксплозивными образованиями и заканчивается лавово-экструзив-
ными.
На ранних этапах комплекс формируется в широтных вулкано-тек-
гонических грабенах, на поздних—в обширных или локальных мульдах
тяготеющих в основном к Дукент-Гушсайской глубинной зоне разлома.
В Карамазаре надакский комплекс включает джамансайскую, уткем-
icvio, чалысайскую, алмалысайскую и карагашскхю толщи.
В составе надакского комплекса установлены московский и каси-
мовский ярусы. Надакская свита охарактеризована многочисленными
Ватками растений, известковыми водорослями, кораллами и форами-
нпферами. однозначно определяющими возраст. Как было установлено
Т. А. Сикстель, флора московского века Чаткало-Кураминской обла-
гти отвечает типу растительности горных склонов и межгорных долин.
Для нее характерно широкое развитие голосеменных рода Radczenkoel-
la, появившихся здесь в башкирском веке, а также рода Kandyria, из-
вестного из фаунистически обоснованного московского яруса Северной
। Ферейны. По мнению палеофитологов Министерства геологии УзССР
при определении фрагментов этих растений (16) нетрудно род Kandyria
175



принять за европейский Trichopitys, а верхушки листьев Radczenko
за пермский вид Daiera diditata (Brongn.)
Касимовский ярус ознаменовался массовым развитием хвош
голосеменных Radczenkoella, Czatkalia и угасанием рода Kandyria.
леофитологи устанавливают преемственность в развитии растите.!!
сти горных областей и возрастную последовательность в смене к«
лексов для башкирского, московского и касимовского веков.
5.	Каржантауский позднекарбоновый трахибазальт-трахилипар
дацитовый комплекс выделяется впервые. К нему относится одной»
ная свита, ошибочно считавшаяся ранее шурабсайской свитой в хр>
Каржанта. Детальными геологосъемочными работами доказан ее
лее низкий стратиграфический уровень по отношению к оясайской
те. При сравнении описываемой толщи с шурабсайской свитой в р.
нах, где ее выделение обосновано геологическими и палеонтологиче
ми данными (Чадак, Гава, Кассам), отчетливо фиксируется раз.и
по литолого-петрографическому составу пород, типу вулканизма и
лого-структурным условиям размещения. В первом случае это не
рывная ассоциация с многократной сменой по разрезу гомодромных
дов пород, завершающихся трахилипаритами, и сформированная в
ловиях изометричных (кольцевых) вулканоструктур; во втором
слабо дифференцированная существенно базальт-андезитовая асс«
ция вулкано-тектонических грабенов и приразломных депрессий.
В Карамазаре каржантауский комплекс включает аксайскую, и
эканскую, нижне- и верхнекушайнакскую и кызылтаускую толщи
Е .Д. Карповой). Последняя с резким несогласием залегает на на
ском комплексе. В этом районе и хребте Каржантау каржантау!
свита перекрывается с несогласием оясайской и прорывается пород
ее жерловой и субвулканической фаций. В районе Бадама (северо-
точное окончание Каржантау) на нем несогласно залегает пирай
ская свита (бадамская толща).
6.	Оясайский ассельский трахит-трахилипарит-лнпаритовый м
леке включает оясайскую свиту и связанные с ней породы сек,
группы фаций. В Карамазаре ему соответствует кошмуллинская сф
литовая, тавакская, акпотская, джеркамарская толщи. В западной
сти региона он размещен исключительно в кальдерах типа Вэллис,
северо-восточном направлении, локализуясь в прогибах, замена
терригенно-морскими образованиями. Возраст свиты уточнен по с
тиграфическому реперу—швагериновому горизонту, залегающему в
основании. Вулканомиктовые породы комплекса характеризуются к
ней бедностью растительными остатками, представленными голос
ными и хвойными.
На востоке, за пределами вулканической области, в прибре;
морских осадках встречены членистостебельные, папоротники, цик
фиты, гингковые и хвойные. Палеофитологи отмечают раннее (j
сительно Европы) появление рода UHmannia и широкое его рази
Комплексы фузулинид дают дробное стратиграфическое расчленен
выделением горизонтов и местных зон.
7.	Шурабсайский сакмарский трахибазальт-трахиандезитовый I
плекс включает шурабсайскую свиту. На южных склонах Кура
ского хребта она залегает с несогласием на оясайской, а в осталь
местах прорывает ее субвулканическими и жерловыми образован!
Локализуется в линейных вулканоструктурах вдоль зон разломов
бокого заложения. Палеонтологически сакмарский ярус в вулкане
ных фациях обоснован только в бассейне р. Чадак. Комплекс нс
176
ных растений характеризуется исключительным разнообразием каллип-
терид (четыре вида из шести, известных в Средней Азии), обилием
одонтоптерид, развитием гингковых и хвойных. В осадках прибрежно-
морского генезиса возраст устанавливается комплексами фузулинид;
сопровождающий комплекс растений типичен для ранней перми в целом.
8.Равашский артинско-позднепермский трахибазальт-липаритовый
комплекс включает равашскую свиту, перекрывающую в ряде пунктов
Кураминского хребта с несогласием шурабсайскую свиту. Комплекс
характеризуется резко выраженным контрастным (базальт-липарито-
вым) составом слагающих его пород, чем заметно отличается от дру-
гих вулканических ассоциаций региона, локализуется в резургентных
кальдерах.
В Чаткало-Kj раминском регионе палеонтологическую характери-
стику имеет только нижняя часть равашского комплекса, отвечающая
концу раннепермской эпохи — времени вымирания полднепалеозой-
ской флоры, оно фиксируется лишь в единичных местонахождениях
(горы Карамазар) и характеризуется вымиранием плауновых, разви-
тием филлотек, ничтожным участием папоротникообразных. Новыми
элементами в комплексе являются араукариевые, а также разнообраз-
ные кордаитовые и войновскиевые, свойственные Ангарской области.
Известен комплекс амфибий, отвечающих этому же возрастному интер-
валу. Верхняя часть равашского комплекса палеонтологической харак-
теристики не имеет.
9. Кызылнуринский позднепсрмский-раннетриасовый лппариттрахи-
липаритовый комплекс отвечает кызылнуринской свите и сопровож-
дающим ее породам экструзивной и субвулканической фаций. Залегает
с локальным несогласием или без видимого несогласия на равашской
свите и в тех же вулнаноструктурах прорывается чилтенским комплек-
сом. Вулканомиктовые породы комплекса бедны органическими остат-
ками, они известны только в Чаткальском хребте. Остатки растений
представлены главным образом голосеменными рода Angrenia, близкими
войновскиевым, и хвойными. Характерно присутствие мезозойских схи-
зоневр.
Род Angrenia, установленный на обширном морфологическом ма-
териале (стволы с боковыми побегами, кора, листья, стробилы), яв-
ляется эндемиком Чаткало-Кураминской области. Попытки сопостав-
лений фрагментов этого растения с европейскими родами Thamnopteris
и Zaiesskya неудачны, а обоснование возраста ошибочно (1G).
В течение последних двадцати лет в связи с расширением работ по
I крупномасштабному геологическому картированию палеовулканологи-
ческпе исследования в Чаткало-Кураминском регионе проводятся осо-
бенно интенсивно. Наряду со стратиграфическим методом исследова-
ний стал широко применяться фациально-формационный анализ вулка-
Виогенных образований, который в последнее время дополнился палео-
вулканическими реконструкциями. В итоге этих исследований выяви-
лись большая сложность развития, обилие форм проявления и некото-
рые закономерности и особенности пространственного размещения
продуктов вулканизма. Можно с мдовлетворением констатировать, что
I в познании вулканизма Чаткало-Кураминского региона имеются впол-
I нс определенные достижения, к которым прежде всего следует отне-
Егти расшифровку' структурно-геологических условий формирования
I вулканитов, выявление (оконтуривание) важнейших вулкано-тектони-
Iвеских сооружений и их типизацию, выявление фациального многооб-
13—7(12
177
разия вулканических ассоциаций, решение ряда петрологических воп-
росов, связанных с физико-химической стороной вулканических явле-
ний.
В данной работе характеристика вулканитов Чаткало-Кураминских
гор дана с учетом развиваемых Н. П. Лаверовым и др.,17 В. А. Арапо-
вым18 , Т. Н. Далимовым (1981), В. П. Коржаевым, А. Е. Антоновым
и другими представлений об их структурно-тектонической позиции и
эволюции во времени. В практике геологических работ эти представле-
ния находят в настоящее время все более широкое применение.
Все вулканоструктуры региона делятся па два крупных класса —
отрицательные и положительные. К первым относятся вулкано-текто-
нические грабены и приразломные депрессии (мульды проседания),
кальдеры трех генетических типов, мульды экструзивных куполов. Вто-
рые представлены сводо- и куполообразными поднятиями, а также ку-
полами вспучивания.
Отрицательные структуры наиболее значимые. Среди вулкано-тек-
тонических грабенов различаются полигенные, сформировавшиеся в
течение двух и более этапов вулканической деятельности, и монотон-
ные, возникшие в связи с образованием какого-либо одного вулкано-
генного комплекса. На территории Узбекской ССР выделяются сле-
дующие грабены: Тереклинский, Шаваз-Дукентский, Алмалыкский, Ку-
мышканский.
Монотонный среднекарбоновый Тереклинский грабен образован в
связи с формированием минбулакского комплекса. Он вытянут вдоль
границы Кураминской и Чаткальской подзон и соответственно послед-
ней имеет дугообразные очертания (рис. 13). В хребте Каржантау фраг-
менты грабена вскрыты на южных склонах, в Азадбаш-Аркутсайском
сводовом поднятии, основная же его часть оказалась погребенной под
Оясайской кальдерой. Значительная часть грабена обнажена в Чат-
кальских горах, в бассейнах р. Пурекаты, Терекли. Кошмансая и др.,
откуда, прерываясь интрузивными массивами и вулканогенными ассо-
циациями послеминбулакского возраста, он прослеживается к озеру
Кутала и далее до низовьев р. Гавы и Коксарека. Протяженность гра-
бена 150 км, ширина в северной части 12—15 км, в центральной и юго-
восточной до 30 км. По линии меридионального Дукент-Гушсайского
разлома наблюдается правое сдвиговое смещение северной границы
грабена на 2,5—3,0 км. Центры извержений размещаются как внутри
грабена, так и вдоль его северо-восточного борта. Это в основном
крупные стратовулканы с кальдерами типа Кракатау.
Кассанский монотонный пермский грабен расположен в восточное
части Кураминского хребта (Киргизская ССР), протягивается в ши-
р тном направлении в среднем течении р. Кассама. Представлен ли-
нейной впадиной длиной 29 км при ширине до 6 км, приурочен к одно-
именному глубинному разлому. На севере грабен ограничен крутопа-
дающим к северу сбросом, на юге —- серией изогнутых и ветвящихся
вертикальных разломов. Формирование грабена связано с шурабсай-
ским комплексом. Центр извержения крупного стратовулкана с магмо-
выводягцим каналом трещинного типа размещался в центральной ча-
сти структуры.
Средне-верхнскарбоновые полигенные грабены простираются в суб-
широтном направлении с небольшим подворотом к северо-востоку.
17 В сб. «Скрытые рудокоптролнрующпе глубинные разломы». Труды ПГЕМ
АН СССР, выл. 84. 1962.
18 В со. «Материалы II Всесоюзного вулканологического ср петиция М. 19154.
178
Они выполнены акчинским и надакским вулканогенными комплексами.
Полигонный Шаваз-Дукентский грабен расположен в юго-западных
отрогах Чаткальского хребта, вытягиваясь в субширотном направле-
нии по правому борту р. Ангрена от Таштепинских высот до бассейна
руч. Дукента. Длина грабена около 50 км, ширина до 10 км.
В восточной части его расположена Бабайтаудорская кальдера.
При формировании вулканитов акчинского и надакского комплексов
центры извержений центрального и трещинного типов располагались
вдоль осевой зоны грабена, а на поздних сместились к восточной гра-
нице, в зону сопряжения с меридиональным Дукснт-Гушсайским раз-
ломом.
Алмалыкский полигенный грабен расположен на юго-западном
окончании Кураминского хребта в левобережье Ангрена. Протяжен-
ность структуры 45 км, ширина до 10 км. Северная граница проходит
по широтному Бургундинскому разлому, южным ограничением служит
Северо-Карамазарская горст-антиклиналь- В восточное окончание гра-
бена вложена более молодая Лашкерекская вулканическая депрессия.
Это одна из наиболее глубоко эродированных вулканоструктур, в свя-
зи с чем в ней широко распространены вулканиты акчинского комп-
лекса. Образования надакского комплекса сохранились лишь в виде
небольших фрагментов в восточной и западной частях грабена. Цент-
ры извержений, представленные аппаратами центрального типа тяго-
теют к его бортам и осевой части.
Кумышканский полигенный грабен находится на северо-западных
склонах Чаткальского хребта (юго-западные отроги), в верховьях
р. Заркента, Паркента, Алтынбеля, низовьях р. Терскли и Реваште.
Имеет широтное простирание, вытянут на расстоянии около 35 км при
ширине до 8 км. В центральной части телескопирован Кызылнуринской
кальдерой, возникшей в связи с формированием равашского и кызыл-
иуринского вулканических комплексов. Характерно, что центры извер-
жения акчинских вулканитов приурочены большей частью к бортам
грабена, а надакских — к зонам его сопряжения с Дукент-Гушсайским
разломом, по-видимому, представляющих! долгоживущую разрывную
структуру глубокого заложения.
К типу вулкано-тектонических сооружений, называемых приразлом-
ными депрессиями, т. е. линейными асимметричными впадинами, при-
уроченными к зонам глубинных (магмовыводящих) разломов, относят-
ся Коксарек-Кумлайская и Чадакская депрессии. В отличие от грабе-
нов они имеют тектоническое ограничение лишь с одного борта струк-
туры. Коксарек-Кумлайская депрессия ориентирована в северо-восточ-
ном направлении, залегает в северо-западном блоке Ссверо-Ферганско-
го разлома, вытянута на расстояние 30 км при ширине до 6 км. Чадак-
ская депрессия имеет в плане Г-образные очертания, обусловленные ее
приуроченностью к северо-восточному блоку зоны сочленения Кум-
бельского и Северо-Ферганского разломов. Обе депрессии заложены в
период формирования шурабсайского комплекса, трассированы боль-
шим количеством мелких стратовулканов.
Следующий тип структур представляют вулкано-тектонические деп-
рессии или мульды проседания. К ним относятся Каржантауская, Май-
дантальская и условно-Лашкерекская депрессии, формирование кото-
рых, по-видимому, было вызвано компенсационным проседанием от-
I дельных блоков земной коры в ходе накопления в них вулканогенного
материала.
Каржантауская депрессия охватывает юго-западную часть хребта
; Каржантау, горы Карачатау и массив Ализар в левобережье р. Чир-
I чика. Представлена хорошо выраженной структурой кольцевого строе-
179
ния, ограниченной системой дугообразных разломов. Диаметр депрес-
сий 35 км, площадь около 950 км.2 Она выполнена породами каржан-
тауского комплекса и по существу представляет крупный стратовул-
кан. Центры извержения сосредоточены преимущественно в северо-
восточной части депрессии.
Майдантальская депрессия находится на северных склонах Чат-
кальскпх гор, в бассейнах р. Майдантала, Ташкескена и Терекли. Ее
образование, как и Каржантауской, связано с формированием вулка-
нитов каржантауского комплекса. Размеры структуры 12X15 км. По
периферии депрессия обрамлена серией небольших дугообразных фес-
тончатых разломов, падающих в направлении осн депрессии. Вулкано-
структура. нарушена Кенкольским разломом, по которому в приподня-
том северо-восточном блоке вулканиты полностью уничтожены эро-
зией. В пределах депрессии располагался статовулкан с группой цент-
ров извержения, приуроченных к ее северо-западной части.
Лашкерекская депрессия находится в центральной части Курамин-
ского хребта, в бассейнах р. Кандыра, Гушсая, Ничбаша, Наугарзана,
Надака, Пангаза и Ашабы. Поперечные размеры 22X33 км. Становле-
ние депрессии вызвано образованием вулканитов надакского комплек-
са. Северный край структуры осложнен более молодой Бабайтаудор-
ской. а центральная зона — Акшуранской кальдерами.
Довольно распространенным типом вулканических сооружений Чат-
кало-Кураминского региона являются кальдеры, среди которых раз-
личаются три типа структур — Вэллис, резургентные (возрожденные1
и Кракатау.
Первый тип структур представлен Оясайской. Чилтснской, Чилтсн-
Сардолинской и Акшуранской кальдерами.
Формирование кальдер типа Вэллис обусловлено пароксизмальным
изв.ржением огромных объемов пирокластов по кольцевым разломам,
синхронным обрушением дна и последующей локализацией вулканиче-
ских продуктов в образовавшейся просадке. Их формирование связа-
но только с оясайским комплексом. Вокруг кальдер данного типа, не-
редко наблюдается система фестончатых малоамплитудных нарушений,
часто сопровождаемых субвулканическими дайками. Залегание пород
в пределах кальдер пологое, центриклинальное, иногда с резким зади-
ранием слоев вдоль бортов.
Оясайская кальдера расположена в вершинной части Азадбаш-Ав-
кутсайского сводового поднятия, возникшего в пределах Каржантау-
ской вулкано-тектонической депрессии. Размеры ее 14X16 км. Она
ограничена кольцевым разломом сбросового типа, плоскость которого
близка к вертикальной или падает под углом 70—80° внутрь просадки.
Амплитура перемещения достигает 1000 м. Вокруг обнаженной север-
ной половины кальдеры наблюдается система фестончатых мелкоам-
плитудных дугообразных сбросов. Кроме того, границы кальдеры трас-
сируются субвулканическими полукольцевыми дайками, некками и зо
нами гидротермально измененных пород. С юго-запада она подчерки-
вается интрузией оливиновых монцонитов бабайобского комплекс"
Дно кальдеры разбито сложной системой разноориентированных на-
рушений, по которым блоки смешены относительно друг друга на ра
ную величину. В наиболее приподнятых блоках вскрыты вулканиты
каржантауского комплекса. Обрушение кальдеры обусловило мульдо-
образное залегание пород, отчетливо проявленное по ее периферии,
причем у границы с полукольцевым разломом утлы падения их р—-
увеличиваются (50-60°). Аппараты извержений, расположенные
по периферической зоне (трещинного типа), так и в середине кальде-
ры (центрального типа), нередко сопровождаются формированием нс-
180
Г льших конусов пз пемз с редкими лавовыми потоками. Завершается
глканизм выжиманием экструзий.
Чилтенская и Чилтен-Сардолинская кальдеры расположены рядом
и до последнего времени считались единой структурой. Выявленное
Ьзличпе в геологическом строении позволило выделить западную
ясть в собственно Чилтенскую, а восточную, смещенную Ктмбель-
с им разломом, — в Чилтен-Сардолинскую вулканоструктуры. Они
ь.сположены на южных склонах Чаткальского хребта в верховьях р.
/дрена и его правых притоков Шавазсая, Карабау, Дукента, Иерташа
I незначительной частью заходят в переды северных склонов Курамин-
k ого хребта (низовья Кенколсая). В структурном отношении приуро-
Ьны к Чилтенскому глубинному разлому. Обе кальдеры имеют оваль-
рмо форму, вытянуты в северо-восточном направлении.
Г Чилтенская структура длиной до 18 км с юга трассируется поясом
рбвулканических даек. Основное обрушение ее произошло несколько
1'ернее по Какрельскому разлому. В ней сохранился максимальный
) м разреза оясайской свиты. Центры извержений локализуются в
Ьлапнных частях просадки, реже в центре. Экструзивные купола при-
г , .цны как к дугообразным, так и субрадиальным разломам.
 Чилтен-Сардолинская кальдера имеет размер 8X25 км. С юга она
.частично осложнена образованиями Бабайтаудорской вулканострукту-
|. В ней преобладают породы экструзивной фации, тела которых вы-
нуты в субширотном направлении через всю кальдеру, центры из-
жений расположены по окраинам.
Акшуранская кальдера находится в водораздельной зоне Курамин-
о хребта, в верховьях р. Лояка, Лашкерека, Тезкуля, Янгоклы, На-
г и Ашабы. Форма структуры овальная, размеры 23X17 км. Из
„ ,ср гипа Вэллис эта ву.тканоструктура наиболее эродированная,
лканиты оясайского комплекса, некогда заполнявшие данную про-
Шу, в южной части почти повсеместно смыты и прорваны Бабай-
1 интрузивным массивом. Сохранившиеся в рамках кальдеры эк-
вные купола и субвслканические дайки приурочены к обраиляю-
у ее дугообразным трещинам.
Резургевтный тип характеризуют Кызылнуринская, Бабайтаудор-
я Майгашканская, Карабашская ч Кугалинская кальдеры. Они пре л
“тяют структуры обрушения, осложненные на заключительных ста-
г развития резургентными (возрожденными) куполами, т. е. нало-
ными на место просадки поднятиями, образованными в результате
'п, ния субвулканических интрузий или экструзий. Кальдеры зало-
ви в тектонических блоках разной формы и размеров, выполнены
д .неким и кызылнуринским комплексами. Кызылнуринская кальде-
гполагается в Чаткальских горах, в верховьях р. Аксакаты, Пар-
, Башкызылсая, Карабау, Реваште. В плане имеет полигональ-
| очертания, размер 14X25 км. Кальдера сильно эродирована. Вул-
1!'ты покровных фаций равашского и кызылнуринского комплексов
шились лишь в центральной зоне, где имеют мульдообразное за-
г. Большая часть структуры сложена Кызылнуринским субвул-
1 ским массивом. Ограничивающие кальдеру нарушения подчерк-
lb1 цепью субвулканических даек и небольших штокообразных тел
клнуринского комплекса.
Бабайтаудорская кальдера — одно из наиболее крупных вулкано-
кнических сооружений данного региона. Охватывает южные скло-
I Чаткальских гор (междуречье Дукент — Иерташ), северные и юж-
le склоны Кураминского хребта (междуречье Наугарзан—Камчик,
нвья р. Чадака и Ризака. Почти по всему периметру ограничена
181
тектоническими нарушениями, нередко залеченными магматически
телами, в частности Майликотанской дайкой, на значительном [
стоянии сопровождающей южную и юго-восточную ее границы. Фор
кальдеры овальная, вытянутая в широтном направлении, размер Г
39 км. Выполнена породами кызылнуринского и в меньшей степени ;
вашского комплексов. Наиболее хорошо сохранившийся структуры
элемент кальдеры — Бабайгаудорский лакколит. Породы экстру»
ной фации находятся главным образом в восточной части кальдер
смещенной по Кумбельскому разлому на 10 км. Центры извержен
сосредоточены в юго-западной части структуры.
Майгашканская кальдера слагает одноименную гряду и севе!
восточное окончание хребта Сюреньата в левобережье р. Чпрчв
Вскрыта частично на площади 10X15 км. Выполняющие ее равашц
вулканиты обнажены в северо-восточной части, а кызылнуринские
разования-в центральной, вблизи крупного центра извержения. Эм
рузивные купола кызылнуринского комплекса приурочены к перифе
ческой зоне кальдеры.
Карабашская кальдера находится в юго-западном окончании Ч
кальских гор, охватывает бассейны р. Чаули, Комсарака, (прито
Башкызылсая) и Сарысиюна, Чаты, Марака (правых притоков Шав
сая). Размер кальдеры 14х'19 км. Выполнена преимущественно эц
зивными образованиями равашского комплекса. Подчиненное знача
имеют вулканиты экструзивной фации этого комплекса, раскроет
ненные в юго-западной части кальдеры. Центры извержений связ.
с пересекающими се разрывными нарушениями. Вулканиты кызыл
ринского комплекса глубоко эродированы и сохранились лишь в
веро-западной части кальдеры, представлены игнимбритами и незна
тельно породами экструзивной фации. Основные магмовыводящие'
налы экструзий связаны с кольцевым разломом.
Кугалинская кальдера находится в зоне сочленения Кураминска
и Чаткальского хребтов в истоках р. Унгрена, Кассана, Торса и Гав
Размер 14 км X 20 км. Относится к наиболее глубоко эродирована
структурам резургентного типа. Северо-западный сегмент кальдц
срезан Арашанским интрузивом. Сохранившаяся часть структуры п
черкивается разломами, заполненными в основном трещинными экс?
зивными и субвулканическими телами кызылнуринского комплш
Лавово-пирокластические образования равашской свиты сохранил
в восточной и юго-восточной окраинах кальдеры. На всей осталы
части обнажены породы ее фундамента, представленные вулканит
минбулакского и гранитоидами кураминского комплексов.
К кальдерам типа Кракатау принадлежат Каракушская и Каш
сайская вулканоструктуры. Каракушская кальдера расположена в о
вой части Чаткальского хребта, в истоках Ташкескена, Терекли, Иер
ша. В плане имеет форму эллипса размером 8ХИ км. Ограничивай!
кольцевым разломом, трассирующимся субвулканическими дайками
дайкообразными телами. Вдоль бортов структуры слагающие ее по
ды минбулакской свиты имеют центриклинальное залегание. Харак
распределения фаций вулканитов свидетельствует о былом ссщест
вании в центральной части кальдеры крупного центра извержен
уничтоженного диоритовым штоком кураминского комплекса.
Кашкасайская кальдера вскрывается на северных склонах Курам
ского хребта (бассейны р. Четенды, Гульдурамы, Сарыагача, Кува(
Кашкасая) в пределах Лашкерекской депрессии. Размер 7X8 км.
периферии ограничена системой дугообразных разломов, выполненн
182
экструзивными и субвулканическими телами надакского комплекса, с
которыми связано ее формирование.
Г К особому типу вулканоструктур относятся так называемые мульды
кструзивных куполов, связанные с образованием различных поздне-
1алеозойски.х вулканических комплексов Чаткало-Кураминского ре-
шена. В районах распространения надакского комплекса выделяются
Е'чбулакская, Карабахская, Мынджилкийская мульды, оясанского —
Кчкаржанская, Мпнбулакская, Аулиесуйская, Бурыхонасайская, Ка-
г.кшшская, Бабайситснская мульды, кызылнхринского — Сенташская
иг.тьда. В плане они имеют округлую, овальную или дугообразную
|тм\, размеры от 1,5Х'3 до 5X10 км. Ценгриклинальное падение вул-
|рогснных толщ, подстилающих вулканический купол на крыльях по
иер:1 приближения к ножке купола постепенно возрастает вплоть до
«падения с наклоном плоскости контакта экструзивного тела.
Докембрийский-пскемский адамеллит-гранитовый комплекс
I Ассоциация докембрийских гранитоидов осевой части Пскемского
хребта обычно описывается под названием среднепротерозойского
ркмекого гранитоидного (Е. Н. Борецкая и др-,19) или рпфейского пла-
иггранитового (Воронин и др., 1970; Козырев и др., 1972: Мамаджа-
ов и др., 1969 г.) комплекса.
Породы этой ассоциации в пределах УзССР слагают Бештор-Тун-
гкский и Токмаксалдынский (или Верхнеойгаингский) интрузивы.
Бештор-Тундукский состоит из двух разобщенных узкой перемыч-
|й кембро-ордовикских и девонских отложений массивов — Бештор-
ipro и Т\вдукского. общая площадь которых около 250 км2. Это ди-
вное, резко вытянутое в северо-восточном направлении тело неясной
Вфологии. Его внешние контуры определяются, с одной стороны,
«тоническими взаимоотношениями с девон-карбоновыми накопления-
и, с другой — трансгрессивным налеганием на его эродированную
|верхность вулканогенно-терригенных отложений венда — нижнего
1Ль.>зоя и нижнего палеозоя. В аналогичной геологической ситуации
шхс| цгтся расположенный в 12 км к северо-востоку от этого интрузи-
d Токмаксалдинский массив площадью около 65 км2, имеющий как и
Бтштор-Тундукский, северо-восточную ориентировку.
I В составе наиболее полно изученного Бештор-Тундукского интрузи-
ве качестве фазовых подразделений установлены гранодиориты и гра-
вии адамеллиты. Гранодиориты в виде блок-ксенолитов площадью
«Йолее 0,25 км2 залегают среди вмещающих гранитов-адамеллитов
в юго-западной части массива. В последних по характеру зернистости
Сличаются среднезернистые порфнровпдные, среднезернистые равно-
«рп зернистые и крупнозернистые равномернозернистые разновидно-
ти. названные указанными выше авторами плагиогранитами. Неко-
• ры геологи указывают, что кроме плагиогранитов в строении мас-
ка участвуют микроклиновые лейкократовые граниты. Все типы по-
|ц связаны рядом общих петрографических признаков, свндетельст-
niiiiiix об их принадлежности к единой природной ассоциации.
 В них отмечается три поколения плагиоклаза (таблитчатый много-
Бнальный обычно деанортизированный и мирмекитизированпый с ре-
жимами основного андезина в гранодиоритах и кислого андезина в
^па.х-адамеллитах, порбифобластический нацело сернцигнзиро-
Ьшый, аллотриоморфый альбит, часто дающий агрегатные скопления
В кп. «Гео югическое строение СССР», т. III Магматизм. М.. 19CS.
183
и заполняющий тонкие прожилки породы), два — калинатрового о
вого шпата (вкрапленников с элементами порфиробластического
пойкилобластического преобразования, представленного микрд!
пертитом с 34% альбитового компонента, ксеноморфных зерен кр1
пертитового ортоклаза главной массы породы, содержащего 33-
альбита). Кварц преимущественно интергранулярный, наблюдал
также в виде тончайших прожилков в плагиоклазе и калинатр i
полевом шпате. Зеленовато-бурый биотит образует в породе непрям
ные и линейной формы гломеробластические скопления, в которых!
стами (чаще в гранодиоритах) встречается сине-зеленая роговая!
манка. Мусковит наряду с биотитом — наиболее распростран&и
цветной минерал породы, образует совместно с ним гломероблас!
ские срастания. В ассоциации с биотитом и мусковитом часто ф'ы
руется новообразованный хлорит. Обыкновенная роговая обманкаJ
чается редко, относится к умеренно богатой железом разновидю!
большей частью нацело хлоритизирована, эпидотизирована. Акце !
ные минералы представляют сфен, апатит, ильменит, магнетит, ол
циркон, пирит. Структура пород своеобразна: первичная гипиднох J
нозернистая, призматическизернистая, монцонитовая, местами май
китовая, она впоследствии была преобразована сначала в катам!
ческую с участками милонитовой, а затем в порфиробластическую!
но- и лепидогранобластическую, что зафиксировано наложением '
ралов метаморфического парагенезиса (мусковит, биотит, хлорит,!
не-зеленая роговая обманка — фация зеленых сланцев) на зоны i |
клаза и милонитизации.
Из жильных пород, определенно связанных с гранитами-адашя
тами Бештор-Тундукского массива, укажем аплиты, аплитовидные я
ниты и пегматиты. Это неправильной и жильной формы тела с р< 1
вами и пережимами. Мощность их не превышает 0,8 м, обычно 0,11
0,20 м, протяженность — первые десятки метров.
Из петрохимических особенностей пород отметим низкое суммь!
содержание в них железа (менее 3,5 вес.%) и титана (менее 0,3 вес4
Тип щелочности — калинатровый, подтип большей частью кал
риевый. Общая желизистость повышенная (в среднем 64%).
Касаясь вопроса номенклатуры пород Бештор-Тундукского интр J
ва, отметим ошибочность отнесения их к плагиогранитам. Этому Л
тиворечат не только петрохимические данные, показывающие выс м
содержание в гранитоидах калия, но и модальные составы пород, 1
торые вследствие высокого содержания калишпата более соотв'1
вуют гранитам и адамеллитам.
Большинство редких элементов в гранитоидах комплекса нами
ся в нижекларковых концентрациях. Исключение представляет зо.!
содержания которого достигают 0,32 г/т, в среднем 0,06 г/т. В 1
странственной связи с бештор-тундукскими гранитоидами находи!
ряд жильных кварцево-золоторудных проявлений. Вместе с вмешан!
ми их гранитами повышенной золотоносности, эти рудопроявлен <
течение позднедокембрийской и палеозойской истории геологичес.я
развития района неоднократно являлись объектами разрушения 1
дпмо, служили источниками древних и четвертичных россыпей (11.1
Доронкии и др., 1965 г.). Из-за ограниченности проведенных в (
районе поисково-оценочных работ судить о перспективах золотого а
денения, связанного с пскемским комплексом, пока невозможно. I
сомненно, однако, что на Бештор-Тундукском и Токмаксалдынс»
интрузивах и прилегающих к ним площадях, необходимо в ближаГ в
184
годы провести специальные крупномасштабные литогеохимические и
(палеогеографические исследования.
Нижняя возрастная граница пскемского комплекса неизвестна. Су-
дя по наличию в северо-восточной части Бештор-Тундукского интру-
зива ксенолитов амфиболитов, гнейсов и кристаллических сланцев, по-
хожих на породы дорифейского метаморфического комплекса Пскем-
ткого хребта (бассейн Бешторсая), следует считать, что вмещающими
породами интрузива являлись дорифейские метаморфиты. Верхняя
граница отчетливо определяется трансгрессивным налеганием на гра-
нптопды Бештор-Тундукского массива вулканогенно-осадочных отло-
жений вендского комплекса и нижнего палеозоя с базальными слоями,
в том и другом случаях содержащими гальку нижележащих грани-
тов— адамеллитов (И. Д. Доронкин и др., 1965 г.; С. И. Мамаджанов
к др., 1969 г., Е. И. Зубцов и Е. И. Зубцова (1963)20 .
Геохронологические данные дают разброс зачепий от 780 до 915 млн.
вет (калий-аргоновый метод, мусковиты из гранитов-—адамеллитов и
пегматитов, ИГН АН КазССР), подчеркивающий достоверность геоло-
гических соотношений.
Позднерифейский-вендский шорашуйский трахибазальтовый
вулканический комплекс
Вулканиты данной ассоциации, описываемые в геологической лите-
ратуре (Т. М. Воронин и др., 1970) в составе позднедокембрийского —
вендского комплекса, имеют в рассматриваемом регионе ничтожное
распространение. Они развиты в осевой части Пскемского хребта, где
слагают низы разреза шорашуйской свиты, обнажающейся в верховьях
Цжамалтора (левый составляющий р. Опгаинг) вдоль южного контакта
Бештор-Тундукского интрузива в виде узкой (до 300 м) прерывистой
ренты, протяженностью около 5,0 км. К этой же ассоциации мы относим
небольшой выход (0,5 кв. км) вулканитов, обнажающийся в западном
блоке Найзинского надвига в среднем течении Саргордонская (цент-
ральная часть Чаткальского хребта). Вендский возраст шорашуйской
свиты устанавливается по аргоновым показателям и стратиграфической
корреляции с палеонтологически обоснованными подразделениями на
сопряженной территории Северной Киргизии.
В разрезе свиты в верховьях Джамалтора снизу вверх С. И. Мамад-
жановым п др. (1969 г.) выделяются: 1) конгломераты, гравелиты и
пкчаиикп — 7,0 м, 2) известняки, песчаники, углисто-глинистые и уг-
листо-кремнистые сланцы, песчаники, доломиты — 20 м, 3) метабазаль-
ты (аногиалобазальты) — 20 м, 4) углистые и кремнистые сланцы, до-
ломиты, известковистые песчаники, туфопесчаники, перекристаллизован-
нь лавы п туфы базальтового и андезито-базальтового состава — 40 м,
5) тил штоподобные конгломераты с туфогенным цементом — 20 м. Из-
редка в разрезе наблюдаются силлы субвулканических олпвиновых ме-
Габазальтов мощностью до 15 м.
По-видимому, субвулканическую фацию покровных вулканитов шо-
рашуйской свиты представляют дайки разнообразных диабазов и диа-
базовых порфиритов, густой сетью пронизывающие Бешгор-Тундукский
Массив и образования шорашуйской свиты и встречающиеся в гальке
бс кт молодых нижнепалеозойских (аюторская свита) накоплений рай-
он; Мощность даек варьирует в пределах 1,0—5,0 м, протяженность до
',0 км, иногда более- Различаются следующие их разновидноеги: циа-
1 20 Докл. ЛИ СССР, т. 1-~>2. .V-
185
базовые и лабрадоровые порфириты, габбро-диаоазы, оливинсодеряа-
щие диабазовые порфириты, долеритовыс и оливиновые долеритовыв
порфириты, витрофировые диабазовые порфириты, мпкродиабазы, мин-
далекаменные диабазы, метадиабазы. Характерно, что в большинстве
своем дайки в значительной степени метаморфизованы и затронуты
гидротермальными изменениями.
В результатах химических анализов заметно характерное трахи-
тоидное уклонение базальтоидов, содержащих, как правило, от 1,0 до
5,3% окиси калия, а также их несколько повышенная тнтанистость (со-
держит от 1,0 до 3,2% двуокиси титана).
Т. М. Воронин и др. (1970) обращают внимание на повышенную
фосфатность (до 0,9% пятиокиси фосфора) шорашуйского комплекса
отмечают связь с ним аномальных концентраций молибдена и фтора.

Преддевонские интрузивные образования
Преддевонские интрузии, описываемые в литературе как нижне- и
среднепалеозойские, силурийские, вер.хнесилурийско-нпжнедевонскпе
или чаще всего как каледонские, распространены главным образом на
юго-западном окончании Кураминского и Чаткальского хребтов (соот
ветственно в лево- и правобережье р. Ангрена). Интрузивные образова-
ния этой группы ограниченно развиты также в западной части Пскем
ского и осевой части Чаткальского хребтов. На левобережье Ангрена
преддевонскими интрузиями сложены Калканатинский и Каракиинский
частично Кураминский плутоны, а также довольно часто встречающие
ся блок-ксенолиты среди верхнепалеозойских гранитоидов и даГии
залегающие среди песчано-сланцевых отложений ордовика — силура
На широкое развитие преддевонских интрузий в юго-западных отро-
гах Чаткальского хребта ранее указал Н. П. Васильковский21, а в пос
ледние годы — П. Г. Ахматов, Н. Т. Ланшиков и др. (1978 г.). Маг
матические образования этого возраста слагают Башкызылсайсюя
Карабауский и Акча-Шавазский массивы, составляют существенную
часть Карабашского (Карабаш-Шавазского), Акчинского и Кызыла!-
масайского плутонов. В составе преддевонских интрузивных образова-
ваний обычно упоминается весьма широкий спектр пород: горнбленди-
ты и габброиды, кварцевые монцодиориты, монцогранодиориты, гра-
нодиориты, адамеллиты, двуслюдяные граниты и плагиограниты.
Геолого-петрографическая и петрохимическая изученность этих по-
род неравнозначна и в целом недостаточна. Однако с учетом даны ।
Ж- Н. Кузнецова, В. А. Арапова и др. (1972), В. И, Айзенштата, Т. Н
Далимова и др. (1975 г.), П- Г. Ахматова, II. Т. Лаищикова и др
(1975—1978 г.г.), С. X. Ходжаева и др. (1979 г.), в настоящее врем-
представляется возможным обособить в группе преддевонских интр\зш
габбро-гранодиорит-плагиогранитовхю (каракиинский комплекс) и wd
цогранодиорпт-адамеллитовую (карабашский комплекс) ассоциации.
Преддевонский каракиинский габбро-гранодиорит-
плагиогранитовый комплекс
Ассоциация проявлена фрагментарно. Относимые к ней габброил
развиты в верховьях Алмалыксая (левобережье р. Ангрена), предел в
лены силлообразными телами небольшой мощности и протяженносп
(наиболее крупное из них 1,65X0.15 км), залегающими среди ордЗ
21 Тр. Ин-та геол. АП УзССР, вып. 4, 1949.
186
вик-сплурпйскпх отложений и состоящими из связанных друг с другом
постепенными переходами габбро-амфиболитов и горнблендитов, обыч-
но сильно гнейсированных и метаморфизованных, а также довольно
крупным, но плохо изученным неправильной формы субширотным те-
лом (3,8X1,2 км) мелкозернистых габбро-диоритов и диоритов в меж-
дуречье Кичкина — Каттасая (притоки Ташсая на правобережье р. Ан-
грена), наконец, несколькими остроугольными блок-ксенолитами ам-
фиболитов и диорито-гнейсов размером до 2,0X0,5 км среди герцин-
ских гранитоидов осевой части Чаткальского хребта.
Плагиограниты в виде геологически обособленных тел зафиксиро-
ваны в гряде Каратау (Кураминские горы), где образуют небольшое
(до 1,2X0,35 км) прерывистое линейное тело, залегающее в ордовик-
силурийских сланцах, и тектонически ограниченное тело треугольной
формы (размером 1,3X0,4 км) в восточном эндоконтакте Карабаш-
ского интрузива. Совместно с гранодиоритами они формируют доволь-
но крупный субширотный Каракипнский интрузив размером
15X3.5- -5,0 км .
Гранитоиды комплекса в большинстве обнажений сильно изменены:
плагиоклаз в них обычно деанортизирован (серицитпзирован, цоизити-
рован, местами карбонатизирован), а цветной минерал нацело хлори-
тизирован. Калинатровый полевой шпат в плагиогранитах Карабаш-
ского массива практически отсутствует, а в телах левобережья р. Анг-
рена находится, как правило, в резко подчиненном плагиоклазу коли-
честве. Петрографически наиболее представительны гранитоиды Кара-
киииского массива. Плагиоклаз в них характеризуется прямой зональ-
ностью (от среднего — основного андезина в зонах ядра до среднего—•
основного олигоклаза — в краевых), калинатровый полевой шпат —
пертит образован ортоклазом (альбитового компонента 28—30%) и
микроклином. Биотит темно-бурый, красноватый. Характерные акцес-
сорные минералы — циркон, апатит, турмалин, гранат, фергусонит,
ортит, монацит, пирит, магнетит. Структура пород преимущественно
гипидиоморфнозернистая с хорошо заметными элементами бластиче-
ского (грано- и лепидобластического) перерождения, особенно хорошо
заметными на участках предшествующего ему катаклаза и милонити-
зации. В плагиогранитах местами отмечается интергранулярный мик-
ропегматит. На границе плагиоклаза и калинатрового полевого шпата
часто затны выделения мирмекита.
Жильные породы ассоциации образованы дайкообразными (мощ-
ность до 20 м) телами аплитов, пегматитов и аплитовидных плагио-
транитов.
Немногочисленные данные химических анализов указывают на при-
надлежность гранитоидов данной ассоциации к малокалиевому (грани-
тоиды повышенной основности) и натровому (плагиограниты) петро-
химическим типам. Содержание альбитовой составляющей в калинат-
ровом полевом шпате указывает на довольно высокотемпературный
тип пород и возможную их переклисталлизацию после магматической
истории, а наличие мирмекита — на стабилизацию массивов на глуби-
нах не менее 2,0 км.
Как основные, так и кислые подразделения комплекса в целом не-
магнитны (магнитная восприимчивость менее 500Х10-6 СГС. обычно
менее 100Х10-® СГС). П- Г. Ахматов, Н. Т. Ланщпков полагают, что
первоначально пороты комплекса были магнитными, но впоследствии в
[результате регионально-метаморфических преобразований потеряли
намагниченность и в настоящее рсмя по низкой магнптностп хорошо
187
отличаются от близких к ним по составу высокомагнитных верхнем*
леозойских пород.
Из геохимических особенностей гранитоидов отметим повышенн!
содержание меди, золота и полиметаллов, предельно низкое содержа
ние рубидия. К ним пространственно приурочены рудопроявления ле
ди, полиметаллов, золота, висмута, вольфрама и серебра.
Возраст ассоциации достаточно определенно устанавливается м
преддевонский на основании находок гальки гранитоидов, идентифи-
в базальных конв
цируемых с породами рассматриваемого комплекса,
ломератах нижнедевонских отложений (катрангинская свита) левом
режья Ангрена и несогласного перекрытия в юго-западных отроги
Чаткальского хребта нижнедевонской вулканогенной го.идей, содерм
шей в обломочном материале гальку нижележащих гранитоидов.
Преддевонский карабашкекий монцогранодкорш
адамеллитовый комплекс
Другая прсддевоиская ассоциация монцогранодпорит-адамел.ир
товая — имеет по сравнению с предыдущей более широкое площади
распространение и развита главным образом
в правобережной
час?|
Ангрена, где слагает значительную часть Карабашского (или ШавД
ского массива, Акча-Шавазскпп (или Верхнешавазскпп) интрузив,!
восточный выход Карабахского массива, северную половину Кы;ыж<|
масадского (или Паусалыского) массива. Колбандыкский (пли Т\я-
чавульский) массив и, по-видимому, основную часть Баш Кызыле.!-
ского интрузива. Кроме того, к этому комплексу относится Чавап i
скпй интрузив западного склона Пскемского хребги. На левобсрст!
Ангрена породы этой ассоциации описаны под названием «инъекцией
ных гранитов» (Ф. Ш. Раджабов)22 в верховьях саев Алмалык и Кл
ульды, где образуют несколько разобщенных в пространстве штоки- г
линзообразных (послойных) тел до 2,5X0.3 0,5 кхт и, кроме того вх (
сте с вмещающими их кристаллическими сланцами ордовик-силуptii
ского возраста наблюдаются в виде некрупных (до 250 м) блок-ксени
литов в гранитоидах Кураминского батолита. Состав пород колебта|
ся от монцонитов, сиенодиоригов и кварцевых монцодиорптов до три!
нитов, однако наиболее распространены монцогранодиориты, развитья
в Карабахском, Башкызылсайском, Верхнешава.зском и Чаватинсм!
массивах.
В правобережной части Ангрена намечается гомодромная последе!
вательность формирования пород, но соотношения кварцевых монкг
диоритов и монцогранодиоритов нс выяснены, между ними возможна
постепенные переходы. В Чаватинском интрузиве гомодромный поря*
док формирования комплекса подтверждается: первыми образован*
монцониты и сиенодиориты, вслед за ними монцогранодиорпты главной
фазы с хорошо развитой краевой фацией и фапией сателлитов адамет
лит-порфирового состава.
Из жильных пород, определенно связанных с формированием гра<
нитоидов комплекса, укажем аплиты, мелкозернистые биотитовые грен
питы, аплитовидные граниты, пегматиты. Мощность аплитовых и гра*
нитовых тел 5,0 м (обычно 0,3—0,4 м), пегматитовых жил и обособле-
ний — 1,0 м (обычно 0,2—0,3 м), протяженность не превышает 100 ш
Породы большинства массивов в той или иной степени изменен»
наложенными процессами, часто гнейсифпнированы, катаклазпрованл
22 В кп. «Петрография Узбкмстаиа», т. I. Tiiiiiueni. I'.K’/t.
188
п милонитизированы. Плагиоклаз кварцевых монцодиоритов и монцо-
гранодиоритов зональный, по составу колеблется от среднего олиго-
клаза (краевые зоны) до андезин-лабрадора (доны ядра), нередко
почти напело деанортизирован. Калинатровый полевой шпат, по со-
держанию всегда уступающий плагиоклазу, как правило, имеет крип-
топертитовое строение, принадлежит к ортоклазу (содержание альби-
та 23—30%), нередко формирующему порфпровпдпые выделения
породы. Биотит темно-бурый, до черного, обычно гломеробласгический,
[явно новообразованный. В Карабашском массиве в ассоциации с био-
титом устойчиво встречается нацело пинитизированный кордиерит, как
и биотит, образующий гло.меробластические агрегаты. Амфибол в коли-
чественном отношении резко ycrynaei биотиту, в большинстве масси-
вов представлен обыкновенной зеленой роговой обманкой, а в Верхнс-
шавазском — магнезпогастингситом. К типоморфным акцессорным
I «шнсралам относятся циркон, апатит, сфен и гранат, в группе рудных
номинирует пирит, ннотда отмечаются повышенные (первые сотни г/т)
содержания магнетита. Структура главной массы призматнческизсрни-
тая, гипидиоморфнозернистая, монцонитовая, осложненная мирмеки-
товой. Катаклаз и милонитизация во времени исрдшеству ют
। формированию в одних случаях биотита, мусковита и кор-
, дперпта (Карабашский массив), в других — биотита, мусковита и хло-
I рита (Карабахский массив), связанных с регпонально-метаморфиче-
I [скпмп преобразованиями характеризуемых пород.
Плагиоклаз адамеллитов почти повсеместно деанортизирован (се-
I ряцитизировап. соссюритизирован) до кислого олигоклаза, метакри-
 сталлическпй калинатровый полевой шпат соответствует микроклин-
тропертиту (содержание альбита от 28 до 39%). Биотит темно-бу-
[ рей. гломеробластическпй, ассоциирующий в меланократовых линей-
I ных зонах (фиксирующих гнейсовидный рисунок породы) с мускови-
 тохт, кордиеритом или хлоритом. Структура порфиробластовая с грано-
I б.лстовой, пойкилобластовой и гранолепидобластовой главной массой,
I комбинированная местами с мпкропегматитовой. В группе акцессорных
в мгчерилов главные ильменит и циркон, спорадически фиксируются по-
I лишенные концентрации магнетита и знаки самородного золота.
I Значения магнитной восприимчивости указывают на немагнитный
II тип пород. В данных химических анализов подчеркнуто монцонитопд-
|Иог петрохимическое уклонение комплекса (тип щелочности калина г-
IBВовый, подтип натри-калиевый).
I Содержание редких элементов в основном соответствует кларково-
уровню. Исключение составляют двуслюдяные граниты Башкызыл-
Иррского и Колбандыкского массивов с повышенными концентрациями
I Ьипца. В пространственной связи с гранитоидами комплекса находяг-
I гя золотоносные кварц-пирптовые зоны, рудопроявления меди и почи-
 » таллов.
I I Прсддевонский возраст комплекса определяется, с одной стороны,
И по резким интрузивным контактам его с ордовик-силурийскими песча-
 заииевыми отложениями, в экзозоне массивов превращенными в
И| ь тактовые роговики и узловатые сланцы, с другой — налеганием на
И кто в правобережной частп Ангрена нижнедевонской толщи, содержз-
Ibiieii обломочный материал нижележащих гранитоидов. Радиологичс-
IIане данные <> возрасте комплекса колеблются от 335 до 440 млн. лет
 Ивалип-аргоновый метод, биотиты, ПРЕМ АН СССР, САИГПМС).
189
CO
о
Рие. 12. Схема размещения интрузивных массчнов За ыдного н Южною
Узбекистана
I — выходы на поверхность пород домезозоя, 11 — ишрузпвные массивы я их
номера, III — республиканская граница. Интрузивные массивы и тела (цифра на рп-
нике): 1 — Зенгебобипская группа тел. 2 — Шепхджей шнскис тела, 3 — Тебин-
йулакскпй, 4 — Джамансайекпп, 5 — Актауский. 6 — граниты Дарбазатау, 7 —
lhdXpa.iHKaiicKirii. 8 — Кпчшгсайский. 9 — Тяжалипвкпй.	10 — Хятынжаускип,
И —Кокпатасский, 12 — Саутбайскпй, 13 — Сарытауский, 14 — ЧарыктпнсЕцй
(Тамдьшскпй), 15 — Тескудук-Ченгельд|гнск1|й, 16 — Каратасскпе тела, 1/’ — Тю-
иенбайское, 18 — Учкудук-Тюиепбайское, 19 — Кумкудукские тела, 20 — Захкудук-
емш, 21 — Шохетауский, 22 — Казахтаускпп. 23 — Бельтауский, 24 — Тозбулак-
скпй 25 — Шайдаразский. 26 — Актостинский, 27 — Таушанский, 28 — Шурук-
ский, 29 — Восточно-Кынгырскпй, ДО — Кансайские тела, 31 — Мадаватский, 32 —
Ьмиркобукскпй и входящие в его состав Кескепсайская «дайка», Сапгуварскоо и
Двгасапское тела, 33—Устукскпп. 31 — Ууумскпе тела, 35 — Сентабский 36 — Ак-
члбекий, 37 — KonipaoajuGiui. 38 — Койташский, 39 — Ямчмсайское, 40 — Заркай-
нарский, 41 — Битабский, 42 — Актаускпй, 13 — Янгаклыкскип, 44 — Халбашпн-
i.nii, 45 — Четтыкскпй, 46 — Каратаускпй. 47 — Сартакчинскпй, 48 — Чайдароз-
кпй (Каратагский), 49 — Кошкудукский (Тутакскпп), 50 — Майзакский, 51 — Ак-
[азарский. 52 — Гунжакскин. 53 — Карнабскпй. 51 — Чплиджурнискпй, а5 — Кет-
менчпнекип, 56 — Северный, 57 — Центральный Знрабулакскпй, 58 — Джалкыр-
каш, 59 — Карачакудукский. 60 - Тымский. 61 — Сарыкульскпй, 62 — Аксайские
Ьла, 63 — Каратюбнискии. 61 — Лткам.тргкнй. 65 — Лолабу лакский. G6 — Тахта-
№рач1шсы|й, 67 — Зинакский, 68 — Ходжадыкскпй, 69 — Ургутский, 70 — Камап-
Таранскпн. 71 — Яхгоискпй (Сарыдуконский), 72 —.Чаштепинский. 73 Авгай-
гкуманскпй, 74 — Сукарскпй, 75 — Беленский, 76 — Гиссарский (в том числе
[ннхазыский, Западио-Тамшушскпп. Иосточно-Тамшушскпй, Наушорскпп, Aaaiar-
кий, Соя-Джизасапскпй. Тамархутскпй, Хоржагаснинскнй и Восточпо-Аксу некий
пассивы), 77 — Яккабагское. 78 — Сег.еро-Яккабагское, 79 — Чапухский, 80 — Мп-
закшоускпй, 81 — Аксуйскпп. 82 — К'атта-Ху рсанскпп. 83 — Шильхазорскпй, 84 —
Алмалысайскпе тела. 85 — Шагругскпй, 86 — Хурсантаг-Токауйнарский, 87 — Чеш-
ский, 88 — Туполангский, 89 — Пшкпемазарсайский, 90 — О'бпзарапгский, 91 —
Сульпасинскпй, 92— Верхпесульпасапский. 93—Мачетлннскпп (в том числе Махот-
caiicMiii, Пплшемакотсапскпй п Мапаобский массивы), 94 — Куидаджуазскнп, 95 —
Хучпсайскпй, 96 — Ховатский — 97 — Маляндскпй, 98 — Ангасайский, 99 — Ру-
нигсайскпй, 100 — Ходжа-Османский, 101 — Бахчииские тела, 102 — Верхнехар-
ьушскпп, НИ—Верхнекызылсайскпй, 105 — Среднеуруклинскшг, 106 — Нпжне-
уруклпнекий. 107 — Западпоурук пшекпй. 108 — Дпймалекский, 109 — Айлянгар-
ский, 110 — Гуматакскпп. 111 — Обшыурузскпй. 112 — Поджурский, 113 — Нау-
ранганскпй, 114 — Вахшпварскпй. 115 — Мочянгурскпй, 116 — Ушорский. 117 —
Вшусуйскип, 118 — Кугптангский.
Раннедевонские вулканогенные образования
I В пределах узбекистанской территории Чаткало-Кураминского ре-
гиона вулканиты раннедевонского возраста установлены в составе кат-
рангинской и калканатннской свит юго-западного окончания Курамнн-
жого хребта (левобережье р. Ангрен — бассейны р. р. Каракия, Кыза-
га, Саукбулак) и их аналогов на юго-западном окончании Чаткаль-
. ских гор (бассейны р. р. Сукок, Башкызылсай, Карабаш, Акча, Санги-
не!.). По возрастному положению и составу они параллелизуются с
агаджальской свитой Моголтау и арчаконушской, мустукской и чарка-
накской свитами Сумсара (М. Д. Гесь, 1969—1970 г.г.), описываемыми
некоторыми исследователями (Р. Б. Баратов и др.)23 под названием
игалпнекей серии.
I Катрангпнская и калканатинская свиты залегают с резких! угловым
несогласием на песчано-сланцсвых накоплениях силура и несогласно
ке перекрываются конгломерато-аркозовыми накоплениями живетско-
0 яруса среднего девона- Возрастные соотношения этих свит друг с
ipyroxi недостаточно ясны, органических остатков в них не установле-
10 и вполне вероятно, что они являются различными частями единого
.ипчгенетического подразделения (Ж- Н. Кузнецов).24
191
Геолого-петрографическая изученность свит недостаточная п mJ
ничпвается в основном сведениями, приводимыми в работах О. М. 1м-
рисова (1957 г.), Ж. И. Кузнецова и др. (1964—1972 г.г.), С. Я. Ла J
дуса и др. (1970 г.), Ю. К. Ляшенко и др. (1967 г.).
Катрапгинская свита распространена в междуречье Каракия- А-1
укбулак, где подразделена на нижнюю (осадочно-вулканогенную) 1
верхнюю (терригенную) подсвиты. Нижняя подсвита (мощность 90 ]
350 м) сложена главным образом агломератовыми лавами п тм'*|
брекчиями андезитов и андезито-дацптов (местами с признаками nuJ
водного излияния), подстилаемыми и прослаиваемыми конгломераи
ми и гравелитами с обломочным материалом нижележащих толи]
додевонскнх гранитовюв. алевролитами, песчаниками и доло.мптамЛ
Верхняя подсвита (мощность 400 м) представлена алевролитами!
сланцами, песчаниками, гравелитами и конгломератами, кремнистые
доломитами.
С образованиями нижней подсвиты Ж- II. Кузнецов паралле.тиз л
вулканиты бассейна р. Сукока на юго-западном окончании Чатка J
ских гор- В неполном разрезе мощностью 540 м здесь, по дани J
М. М. Лебедь и А. П. Агафонова (1964 г.), наблюдается переслапваЛ
лав и туфов андезито-баз,альтов, андезн^о-дацигов и дацитзв, туфопЛ
чаников и гуфогравелигов. Вероятно, с этой же частью разреза катрЛ
гинской свиты следует увязывать выходы нижнедевонских вулканиЛ
бассейна Карабашсая (по правому притоку Аканкхлсаю) на правое
режье Ангрена, представленных лавами и агломератовыми лавами тм
хиандезитов и тпахиандезито-базальтов (изредка перемежаемых п рз'
мп кислого состава), телами субвулкапических трахиандезитовых I
трахпандезито-базальтовы.х порфиритов. Неполная мощность покр'И
пых фаций пород 400 м, размеры субвулканичсских тел, имеющих пр]
имущественно линейную форму, достигает 2.0Х0.6 км (развиты, а<|
правило, среди песчано-сланцевых накоплений нижнего палеозоя). I
Вкрапленники в лавах образованы андезпн-лабрадором, амфибо-
лом, биотитом, изредка пироксеном и кварцем. Структура основЛ
массы пород пилотакситовая, микролитовая.
Во многих обнажениях свита довольно сильно метаморфизовав
вплоть до преобразования в порфироиды. Метаморфизованные pa.ii]
сти характеризуются бластопорфнровой структурой и пойкплоблзЛ
вой, микролепидобластовой, ми кролей пдогранобластовой основ Л
массой.
В химическом составе кагрангипскпх вулканитов повышено сум» 
нос содержание щелочей, свойственное ассоциациям с выражение
трахптопдным петрохимическим уклонением. Характерно, что катияи
породах почти всегда больше, чем натрия (калинатровый тип, наий
калиевый подтип щелочности), и только в базалътоидах соотношсЛ
этих металлов обратные.
Геохимические данные указывают на повышенные относится]
кларков концентрации в катрангпнекнх вулканитах рубидия, цеЛ
олова, золота и меди.
Калканатинская свита, стратотипический разрез которой находим
в горах Калкапата (юго-западная оконечность Кураминского хребте
на территории Узбекистана имеет ограниченное развитие. Пеболыи]
23 В кп. «Расчленение стратифицированных и интрузивных o6pa.:oe.niini (J
жиг,титана». Душанбе. 111715.
24 В кн. «Геология СССР», т. Will. УзССР. XI., И>72.
192
по площади (до 1.0 км2) выходы ее обнажаются по левому оорту
Каракиясая (среднее течение) и в его верховьях.
В разрезе калканатинской свиты юго-западной оконечности Кура-
минского хребта О. Л1. Борисов (1957 г.) выделяет три толщи (снизу
вверх): осадочно-игнимбритовую (мощность 20—150 м, в бассейне
р. Каракии минимальная), игнимбритовую (мощность до 250 м), ту-
фовую (мощность до 70 м).
Разрез свиты существенно вулканогенный. В нижней толще разви-
ты агломератовые туфы с резко подчиненными им по мощности про-
слоями кремнистых сланцев и туфопесчаников. Наряду с агломерато-
выми туфами распространены игнимбриты кислого состава (фельзиты,
липариты) и вариолитовые фельзиты. Игнимбритовая толща сложена
хислыми (линаритовыми и дацитовыми) игнимбритами с кластогенны-
ми вкрапленниками анортоклаза, олигоклаз-андевина, олигоклаза,
кварца, реже биотита и керсутитовой роговой обманки.
Туфовая толща также имеет существенно липаритовый и дацито-
вый состав.
На юго-западной оконечности Чаткальских гор вулканитам калка-
натинской свиты по составу и возрастному положению вполне соответ-
ствуют лавы, лавобрекчии и ту фы липаритов, фельзитов, сферолитов и
дацитов, переслаивающиеся с песчаниками, конгломератами, аргилли-
тами, алевролитами, туфопесчаниками и туфоконгломератами. Сум-
марная мощность разреза около 2000 м, доля терригенных отложений
пнем составляет не более 40%• Вытянутый в субширотном направле-
нии тектонический блок этих пород площадью около 12 км2 распола-
гается в левом борту Ширганаксая и нижнем течении Акчасая.
К субвулканической фации калканатинских вулканитов уверенно
пока можно отнести только небольшие (размером 80X70 м и 140X40 м)
штоки кварцевых порфиров, обнажающиеся по левому борту Каракии
и правому- борту Алмалыка. Возможно эту фацию представляют также
тела (площадь .0,6 км2) гранодгюрит-порфиров калканатинского типа
(Ж. Н. Кузнецов и др., 1964 г.), развитые в нижнем течении Мискансая
(левый приток Каракии).
По химизму вулканиты калканатинской свиты и ее аналоги в юго-
западном окончании Чаткальских гор очень близки. По содержанию
кремнезема они варьируют от лппарито-дацитов (редко дацитов) до
шпаритов, характеризуются несколько повышенной глиноземистостью,
отвечают калиевому типу щелочности. Из геохимических особенностей
калканатинских вулканитов отметим повышенные содержания в них
рубидия, золота и меди.
Учитывая неясности в геологических соотношениях катрангинской и
калканатинской свит вполне возможно, что калканатинские трахили-
иариты являются естественным завершающим звеном единой и слож-
ной трахибазальт-трахпандезит-трахилипаритовой ассоциации.
На предлагаемой карте вулканогенные образования катрангинской
и калканатинской свит, в соответствии с принятыми принципами рас-
членения магматических комплексов, показаны как относительно раз-
новозрастные вулканические ассоциации.
Предживетский каратагатинский мопцодиорит-
гранитовый комплекс
Преджпветские интрузивные образования достоверно установлены
Ьлько в левобережье р. Ангрена, где представлены лейкократовыми
ринитами (аляскитами), монцонитами, монцодиоритами, монцограно-
193
Kpyi
МОП
диоритами и их порфировыми разностями, возможно, формируют!
единую монцодиорит-гранитовую ассоциацию. Выходы монцонитоц
и гранитов пространственно разобщены. Монцонитоиды слагают
вольно крупный (около 60 км2) Каратагатинский массив и десяток
больших дайкообразных и штокообразных тел (до 0,7X1,3 км), за
гающих в ордовик-силурийских сланцах на северных склонах Ку
минского хребта (бассейны р. Алмалыка, Каракии, Умбетты и.
В группе монцоннтоидов Ж. Н. Кузнецов и др. (1964 г.) различ;
монцодиориты, кварцевые монцонпты, микродиориты с нсустойчи
структурой (порфировидной в центральных частях наиболее
тел, порфировой в краевых зонах последних, мелких штоках
мощных дайках).
Петрографически наиболее полно изучены порфировидные
диориты и кварцевые монцониты. Главный минерал вкрапленник^
зональный плагиоклаз (в ядре основной андезин — кислый лабрадор,
краевых зонах основной олигоклаз — кислый андезин), второй ио 5#
чению — калинатровый полевой шпат, представленный ортоклаз-кр
топертитом и микроклин-пертитом (содержит 32% альбитового кои
нента). К числу характерных вкрапленников пород относится таг
гиперстен. Изредка в них наблюдаются кварц, темно-бурый биол
буро-зеленая обыкновенная роговая обманка, оливин и, по-видиме
титанистый авгит. В основной массе сосредоточены плагиоклаз (ср.
ний олигоклаз—кислый андезин), криптопертитовый калишпат, 1
большое количество кварца, пироксена и биотита. Структура мелкс-
микрозернистой массы монцонитовая, приз.матическизсрнистая, миз
гранитовая, сочетающаяся с участками микропойкилптовой и гранщ
ровой.
В химическом составе пород хорошо заметно сиенигоицное уклн
ние, обозначенное повышенным содержанием в них калия (тип шел
ноет и калинатровый) при относительно низких значениях кремнекне!
ты (не более 62,0 вес. %). Другая петрохимическая особенность мо«н
нитоидов — повышенная титанистость (более 0,65 вес. % титанов
кислоты).
Ведущие акцессорные минералы — магнетит, циркон, гранат, J
тит и сфен. И. А. Айзенштат отмечает повышенную зологоносня
монцоннтоидов (в среднем около 0,03 г/т).
Геолого-петрографические данные указывают на гипабиссали
условия формирования пород.
Характеризуемая ассоциация, возможно, завершается дайкооИ
ными телами и штоками биотитовых гранитов и гранит-порфиров, щ
явления которых установлены в Каракиинском интрузиве, а также о
вестны в междуречье Каракия- и Кызатасаев, где они прорывают г«1
сифицпрованные двуслюдяные лейкократовые граниты и связанпн!
ними жилы аплитов. В петрографическом и петрохимическом отнач
ниях эти породы изучены слабо.
Геологический возраст комплекса определяется следующими л v
ными: монцонитоиды Каратагатинского массива интрудируют раки
девонские вулканиты, залегают в виде штоков в прсддевонских граи
тоидах Каракиинского массива и вместе с ними трангрессивно пи
крываются существенно карбонатной толщей среднего девона и ни
него карбона.
194
Рнс. (3. Схема размещения позднепалеозоискпх вулкаиоетрукттр и центров
извержений Чаткало-Ку рампнского региона.
Границы вулкано-тектонических структур: 1 — моногенпого Тереклипского
Baiieiia.2 — прочих моиогениых грабенов 3 — полигонных грабенов. 4 — нрпраз-
шмных депрессий, 5 — вулкапо-тектонпческпх депрессий (мульд проседания). 6—
гезургеитных (возрожденных) кальдер. Границы вулканических структур: 7 — калг,-
ьр тина Вэллис, 8 — кальдер гииа Кракатау, 9 — мульд экструзивных куполов,
1(1 — сводообразных поднятий, 11 куполообразных поднятий; 12 — границы вулка-
юыруктур, уточненные по аэромагнитным данным, 13 — предполагаемые погре-
кнныо границы вулкапоструктур. Главные центры извержений: 14 — центрально-
го типа мпнбулакского комплекса предполагаемые. 15 — центрального тина других
рвшлексов достоверные (1). предполагаемые (2), 16 — трещинного тина достовер-
но (1), предполагаемые (2). 17 — предполагаемые магмовынодящпе капе гы экст-
Клшпых куполов. 18 — глубинные разломы, прослеженные по геологическим Дан-
ии. результатом дешифрирования космоснпмка, грави.магнптным аномалиям, 19 —
«товные разломы. 20 — границы контуров палеовойскп.х пород, 21 — иазваипя
П (Наноструктур — 1. центров извержений — 2. глубинных разломов — 3.
( Грабены: Т — Терек.ишекий. II — Бадамскин, III — Кассанскпй. IV — Такелпй-
)Mii. V — Кумышканскпи, VI — Шаваз-Дукепгсккй, VII — Алмалыкский. VIII —
(.пынтонкацскцй, IX — Курусай-Джашалыкскип. Приразломные депрессии: X —
«дакская, XI — Коксарек-Кумлайская. Мульды проседания: XII — Каржантау-
вмя. XIII — А грас.манская. XIV — Маидантальекая, XV — . 1<<шкерекская. К.|.п>де-
вы: XVI — Ояс.айская. XVII — Чплтепская, XVIII — Чпдтеп-Сардолпнская. XIX —
Кшуранская, XX — Тавакская, XXI — Майгашкапская, XXII — Кызылиурппская,
Kill — Карабашская. XXIV — Бабайтаудорская. XXV — Кугатинская, XXVI —
ахтарская, XXVII — Кашкасайская, XXV11I — Каракушская. Мульды эксгрузив-
щх куполов: XXIX — Мииджплкпйская, XXX — Карабауская., XXXI — Кочбулак-
ркяи, XXXII — Сектантская, XXXIII — А'сказанская, XXXIV — Кызыл-Чекппская.
Ледовые поднятия: XXXV — Азадбаш-Аркутсайское, XXXVI — Беляуты-Невич-
Ке. XXXVII — Кошмулла-Ч окадамбулакское. Куполообразные поднятия:
(XXVIII — Акташское, XXXIX — Урюклинское.
Центры извержений (цифры па рисунке): 1 — Джурекашпскпй. 2 — Чегкар-
жанскпй, 3 — Азадбашскпй, 4 — Аулиесуйскпй, 5 — Майгашканский, 6 — Алтын-
бетьскпй, 7 — Реваштпнскпй, 8 — Мандантальскпй, 9 — Такелийский, 10 — Чи-
иксайскпп. 13 — Таштеп пискни
шшскпй, 16 — Чплтенский, 17 -
минский, 20 - Караарчпискпи, 5	.	. _
Кшжвп, 24 — Сарычекпискпй, 25 — Каульдипскнй, 26 — Гушсапский,
ичбап1СК11п. 28 — Чилтепскнй, 2(1 Камчикский.
«кий, 32 — Ппрмнрабскпй. 33 — Джпдасайскпп.
асайскпй, Г"
14 — Гокал1ъК'аракушха11Г1нскпи. 15 — Камыш-
Каракушский, 18 — Акчтгнский, 19 — Кызылал-
Чоп-Ташскпй, 22 — Бербулакскпй. 23 — A.i-
27 —
30 -— Бокбстский, 31 — Лашке-
34 — Саемгранскпй, 35 — Кок-
звасайскпй, 36 — Мышпккольский, 37 — Токмакскпй, 38 — Гавасайскпй, 39 —
драсманскип, 40 — Долошшский, 41 — Канташскип, 42 — Мирзатауский. Экстру-
шн пх магмовыводящие каналы: 43 — «Акташская, 44 — Ах-.шесуйская. 45 — А.чт-
Ьская, 46 — Аксакатпнская, 47 — Беркатинская, 48 — Мпнджилкпйская, 49 —•
Реваштппская, 50 — Беляутпнская, 51 — К’аракушханинская, 52 — Шавазсайская,
53 - Кызылсайская, 54 — Чинаульская, 55 — Аксуйская, 56 — Алатангуская, 57 —
Ьлитсайская, 58 — Чакмакташская. 59 — Гушсайская (Аыуйская). 60 — Гутьду-
{ минская. 61 — Камчпквчая. 62 — Ракман-Джайляуская. 63 — Апгырбайтал-Саиса-
цсьая, 64 — Джулайтауская. 65 — Гузаксайская. 66 — Учкызская, 67 — Бабап-
1пи некая, 68 — Гавасайская. 69 — Сферолитовая, 70 — Акчарактауская, 71 — Ас-
ванская.
Гтубппиые разломы (цифры в кружках): 1 — Ташкснт-Пскемскпй (Каржантау-
вё;. 2 — Чилтеискпп. 3 — Лашкерекскпй (Железный), 4 — Северо-Фергапскпй,
- Ноксарекский, 6 — Канкольскпй. 7 — Кумбельскпй, 8 — Алмалыкский, 9 —
крдаваискин, 10 — Каржаптау-Моголтаускпй, И — Майташкан-Акчасайскпй,
|- Дукепт-Гушсайскнй, 13 — К'угалпнскпй, 14 — Кассапский, 15 — Ахангаран-
И1).
Ранне-среднекаменноугольный уинский трахибазальтовый комплекс
Уинский вулканогенно-осадочный комплекс, включающий вулкани-
I одноименной свиты, широко развит в Каржантау (Уясай, Дудесай,
|йпуз-Тарак, Джегиргенсай), в бассейнах р, Угама и меньше Пскема.
1 Чаткальском хребте он откартирован в районе горы Большой Чим-
ган. в бассейне Тереклисая и верховьях сая Караарча. Отложения
свиты сохранились в узких линейных грабенах или грабен-синклпиаль-
195
ныл структурах, приуроченных к зоне разломов, разграничивавши
Чаткальскую и Кураминскую структурно-фациальные подзоны (npi
ложение 10, 11). Возраст свиты определяется как серпуховский ярус-
нижний подъярус башкирского яруса (приложение 21). Она согласи
с постепенным переходом (рис. 14) залегает на известняках впзейсн
го яруса и несогласно перекрывается базальными конгломератами
минбулакской свиты. В разрезе свиты доминируют терригенные отло-
жения, представленные чередующимися песчаниками, известняка™
алевролитами, конгломератами, в том числе вулканоыиктовыми, слан-
цами. Мощность разреза изменяется от 500 (Чаткальский хребет) д«
1200 м (Каржантау, верховья Угама).
Вулканогенные породы венчают разрез свиты, составляя от 10, 
вблизи центров извержения до 50% ее объема. В составе вулкан™
ских фаций выделяются эффузивная, эксплозивная, вулканомиктова,
субвулканическая (близповерхностная) пирокластическая и жерлова]
Два центра извержений центрального типа располагались в района
слияния р. Большой Майдантал и Терекли, а также к юго-востоку я
горы Большой Чимган. В хребте Каржантау предполагается треп
центр извержения. Размер вулканических построек достигал 3 км в ж
перечнике.
Эффузивная фация представлена кластолавами и лавами. Первы
образуют два мощных покрова общей мощностью около 300 м волна
Тереклииского центра извержения. Аналогичные породы сохранивши
ся мощностью 50 м наблюдаются в Каржантау (Курганташсай). Он
состоят из многочисленных обломков трахибазальтов, трахиандезип
базальтов размером до 25 см и цементирующего их трахибазальтовое
п лавого материала. Два горизонта пироксеновых трахибазальтов
трахнандезито-базальтов мощностью от 15 до 25 м наблюдаются
районе перевала из Мазарсая в Караарчасай.
В хребте Каржантау помимо единичных потоков трахибазальтов
ручью Уясай отмечаются два горизонта трахитов мощностью от 22 ,ц
30 м, приуроченных к верхней части разреза комплекса.
Породы состоят из редких порфировых выделений андезина, кали
шпатг! и нацело разложенного цветного минерала. Основная \iaci
трахитовая, состоит преимущественно из тонких лейст и микролит!
калишпата и небольшого количества пироксена.
Пирокластолиты представлены лапиллиевыми и пепловыми туфа',
трахибазальтов и трахнандезито-базальтов в виде отдельных горизои
тов среди песчаников в различных частях разреза свиты.
В райей
указанного перевала их мощность составляет 10—20 м, к востоку е|
горы Большой Чимган — 60—80 м, а в Каржантау — от 10 до 100 м.
В составе вулканомиктовой фации выделяются вулканомиктоа
песчаники и туфопесчаники. изредка вулканомиктовые конгломерат
В районах вулканических построек отмечается ряд некков (жерлова!
фация), приуроченных к Кенкольскому и Дукент-Гушеайскому зонам
разломов. Они имеют овальные очертания, в поперечнике достигая
300X500 м, выполнены кластолавами трахнандезито-базальтов и Tf.J
хибазальтов.
Субвулканическая близповерхностная фация имеет незначительн »
распространение, проявлена в виде пластовых залежей (силлов) срс]
ди терригенных отложений уинской свиты. Развита в районе слияшн
руч. Терекли и Ташкескен, по Уясаю, в окрестностях горы Большой
Чимган, а также встречается в подстилающих визейских известняках
(верховья Бельдерсая). Местами отмечаются мелкие штокообразн^
196
тела.
Мощность
250 до 1000 м.
•базальтами.
силлов до первых десятков метров, протяженность от
Сложены они трахибазальтами, реже трахиандезито-
В петрографическом отношении наиболее полно изучены породы
субвулканической фации. Во вкрапленниках трахибазальтов отме-
чаются эгирин-авгит и интенсивно серпентинизированный и карбонати-
зированный оливин. Основная масса (микролитовая, микродолериго-
леритовая) состоит из тонких лейст плагиоклаза высокой основности
(от лабрадора до анортита), титан-авгита, калишпата и рудного. Тра-
хпандезито-базальты в качестве порфировых выделений содержат
средний плагиоклаз, эгирин — авгит, нацело замещенный серпентином,
хлоритом и карбонатом оливин, мелкие зерна эпилейцита (?). В основ-
ной массе (трахитоидной, микролитовой, часто витрофировой) замет-
ны микролиты плагиоклаза и калишпата, мельчайшие зерна пироксена.
По химизму породы уинского комплекса весьма близки, с одной
стороны, к типовым трахибазальтовым ассоциациям, с другой — к ас-
социациям калиевых базальтов — трахитов, обладая промежуточными
между ними особенностями. С первыми их сближают соответствую-
щие содержания калия и натрия, со вторыми — содержания глинозе-
ма, титана, магния и общего железа. Трахибазальтовая составная
часть комплекса характеризуется недосьпценностью кремнеземом, обу-
словившей появление в нормативном составе пород нефелина и оли-
вина, и пониженными, по сравнению с типовыми ассоциациями, содер-
жаниями магния, обеспечивающими при относительно небольшом ко-
личестве в породах суммарного железа (5,7—9,6%) их высокую для
базальтоидов общую железистость (60—70%).
В породах комплекса отмечаются повышенные против кларка со-
„гржания мышьяка и висмута, а в отдельных случаях свинца и сереб-
ра. По химизму, петрографическим особенностям и условиям залега-
ния близповерхностным субвулканическим залежам трахибазальтов
финского комплекса весьма близки гип- и мезоабиссальные силлы шон-
кинитов, эссекситов и сиенитов верховьев р. Кулосьи и р. Пальтау
Нижнечаткальского района, датируемые ранним — средним карбоном

п описанные ниже под названием аурахматского комплекса.
Многие исследователи (К- А. Рахманов, 1974 г. Т. М. Воронин, О. П.
Горьковой и др.) рассматривают вулканиты минского комплекса и инт-
рузивные тела аурахматского как общую вулкано-плутоническую ассо-
циацию. Учитывая, однако, пространственную разобщенность полей
развития вулканических пород уинской свиты и интрузивных образо-
ваний аурахматского комплекса, в данной работе они рассматривают-
ся раздельно под их принятыми ранее наименованиями.
Ранне-среднекаменноугольный аурахматский габбро-монцонит-
сиенитовый комплекс
Распространен в Чаткальском и Пскемском хребтах. В Чаткаль-
к.пм хребте комплекс слагает силлообразные залежи ур. Аурахмат,
[бассейнов р. Пальтау, Коксу и Ку лосья Нижнечаткальского района, в
Пскемском хребте — Текешский лакколит (площадь 11,0 км2) в меж-
«цречье Ойгаинг — Майдантал.
Вмещающие породы — визейские карбонатные кремнисто-сланце-
вые отложения.
I Строение комплекса трехимпульсное: 1) биотитсодержащие габбро-
t габбро-монцониты, 2) пироксен-биотитовые и пироксен-биотит-амфи-
197
1250
Рие. !4 Схема сопоетев iciimi разрезов ранпе-ере щекамепнохгольного унпского
трахибазальтового комплекса.
боловые монцониты, оливин-биотит-пироксеновые шонкиниты и эссек-
ситы, 3) биотитовые и пироксен-биогитовые сиениты. Жильные поро-
ды представлены лейкократовыми сиенитами.
Силлы Нижнечаткальского района прослеживаются по простира-
нию на расстоянии до 6,0 км, их мощность колеблется от 3,0 до 50,0 и,
в среднем составляет 25.0 м. Как правило, они располагаются в про-
странстве в строгом соответствии с залеганием (обычно довольно по-
логим) вмещающих визейских отложений, описывая собой вплоть до
мельчайших деталей складчатую структуру последних. Секущие (не-
согласные) контакты с накоплениями визе отмечаются лишь в единш-
ных случаях.
Известно три крупных силла: 1) Карагутбашинский (или Пальтау-
ский, или Аурахматский, 2) Кулобсайскнй в (правом борту р. Коксу)
198
•Состав и внутреннее строение силлов сложное. К их висячему и лежа-
чему бокам обычно приурочены меланократовые разновидности —
шонкиниты и эссекситы с эндоконтактовыми (закаленными) фациями
шонкинит-порфиритов в зоне шириной не более 3,0 м, развитыми так-
же в местах пережимов мощности и на клиновидных окончаниях тел.
Мощность шонкинитов и эссекситов лежачего бока больше мощности
таковых висячего бока. Центральная часть силлов, реже их висячий
бок, сложены сиенитами, которые имеют как резкие, так и постепен-
ные переходы к обрамляющим их меланократовым породам. Прикон-
тактовых изменений в случае резких контактов не установлено. Мощ-
ность сиенитовой составляющей силлов колеблется от 0,2 до 4,5 м и
всегда подчинена мощности их меланократовых оторочек. Обе состав-
ляющие пересекаются редкими, не выходящими за пределы залежей
прожилками и жилами лейкократовых сиенитов. Среди пород висячего
и лежачего боков силлов преобладают шонкиниты, имеющие в основ-
ном резкие переходы к эссекситам. Они фиксируются в эссекситах в
виде достаточно четко обособленных тел линзообразной формы разме-
ром до 10,0—12.0X0,5—1,3 м, ориентированных параллельно контак-
там с вмещающими породами.
Минералогический состав шонкинитов и эссекситов тождествен, а
различие заключается в том, что последние содержат меньше калинат-
рового полевого шпата и пироксена, больше плагиоклаза и биотита.
Плагиоклаз этих пород по составу отвечает кислому андезину — сред-
нему лабрадору, обычно хлоритизирован, карбонатизирован, скаполи-
тизирован и пренитизирован. Калинатровый полевой шпат представ-
лен ортоклаз-пертитом. Биотит образован Красноваго-бурыми и буро-
вато-зелеными чешуйками, иногда встречающимися в пределах одной,
зональной в таких случаях, чешуи- Оливин замещен вторичными мине-
1ралами (тальком, иддингситом, хлоритом, карбонатом). Пироксен
I принадлежит эгиринсодержащему диопсиду местами с авгитовой ото-
рочкой. Из акцессорных минералов характерны апатит (фтор — апа-
шит), флюорит, циркон, магнетит, ильменит, пирит, халькопирит, сфен,
I буровато-розовая шпинель. Структура пород порфировидная (ппрок-
।• ен) гипидиоморфнозернистая, пойкилитовая, участками монцонито-
|иая.
Шонкинит-порфиры закаленных фаций силлов петрографически
Илизки к шонкинитам, отличаясь от последних обилием вкраплепни-
<ов оливина и пироксена, заключенных в тонко- и микрозернистой био-
гп1т-пироксен-полевошпатовой основной массе пород. Сиениты состоят
IB пелнтизированного ортоклаза, сильно альбитизированного плагио-
клаза с реликтами олигоклаза и олигоклаз-андезина, слабо окрашен-
I него в зеленоватые тона диопсида, красновато-бурого и подчиненного
I •. ix буро-зеленого биотита, акцессорных апатита, циркона, флюорита,
магнетита, пирита, ильменита. Структура их призматическизернистая,
| п..п1дпоморфнозернистая, монцонитовая.
| Текешский интрузив залегает среди карбонатных отложений ниж-
| него карбона, причем простирание контактовых поверхностей массива
I всегда совпадает с общей ориентировкой вмещающих пород, в связи с
I чем некоторые исследователи описывают его как силл сложной конфи-
|П рации.
1 В массиве выделяется несколько разновидностей пород различной
гневности: 1) меланократовые габбро или габбро-пирокссниты. 2)
монцониты и меланократовые сиениты, 3) кварцевые сиениты, 4) жиль-
ные сиенит-аплиты. Контакты между первыми тремя разновидностями
Польшей частью резкие, но без видимых приконтактовых изменений.
Характер контактов и наличие постепенных переходов между главные I
разновидностями — монцонитами и меласиенитами —указываютfll
образование пород интрузива на месте его стабилизации. При эД1
габбро-пироксениты, по-видимому, можно рассматривать как ранД1
магматические сегрегации (кумуляты), а кварцевые сиениты — .мИ
дополнительные интрузии лейкократовых дифференциатов, образовав
ных в пределах магматической камеры. В массиве наиболее широЛ
распространены монцониты и меланократовые сиениты, занимавши
9,4 км2 его площади. На линзообразное тело габбро-пироксенитов,
легающее среди монцонитов восточной части интрузива, прихомпМ
всего 0,2 км2, а на долю пологопадающих пластовых тел кварцсри
сиенитов — 1,6 км2.	В
Плагиоклаз габбро-пироксенитов имеет зональное строение, по
ставу отвечает основному андезину — кислому битовниту, в монцоЯ
тах и меланосиенитах основанность его снижается до основного
клаза — основного лабрадора. Калинатровый полевой шпат монцоЛ
тов и меласпенитов — решетчатый микроклин — пертит. Биотит бк^И
вато-коричневый до темно-коричневого. Амфибол, характерный 1Л
габбро-пироксенитов и монцонитов, диагностируется как уралитяИ
роговая обманка, а пироксен — как авгит. Характерные акцессориИ
минералы — магнетит, апатит, сфен, циркон, флюорит, пирит, халыюИ
рит.	I
Жильные сиенит-аплиты встречаются в массиве редко, их м Д
ность измеряется первыми сантиметрами.	I
Химизм пород комплекса в целом отличается недосыщеннос-И
кремнеземом, сочетающейся с повышенной щелочностью (обуслоыИ
ной главным образом высоким содержанием в них калия) и понпиЯ
ной общей железистостью (47%). Содержание общего кремнеземЯ
суммарная концентрация щелочей связаны прямой зависимостью, оД
ко повышение щелочности происходит исключительно за счет возра fl
ния концентраций калия, тогда как количество натрия остается в поД
дах независимо от их основности практически па одном и том же \Д
не. Характерной петрохимической особенностью шонкинитов и эссеД
тов является постоянное присутствие в их нормативном составе Hi Д
лина и оливина. Глубина формирования массивов определяется Д
мезо- и гипабиссальная.	I
Содержание большинства редких элементов ниже кларковых Д
центраций или близко к ним и только содержание меди и фтора в 1Н
2 раза превосходит кларковые.
С Текешским интрузивом пространственно и, по-видимому, гевеи
чески (Воронин и др., 1970; Козырев и др., 1972) связаны скаргД
молибдепит-галенит-сфалеритовой (с магнетитом) рудной минера.тД
цией. Повышенное содержание фтора и наличие акцессорного флюоД
та в шонкинитах, эссекситах и сиенитах Нижнечаткальского раиш
указывает на их потенциальную флюоритоносность. В. Я- ШницсД
др.26 считают аурахматский комплекс продуктивным на апатит
сырье.
О возрастном положении аурахматского комплекса можно судя
на основании следующих данных. Монцонитоиды Текешского интрД
ва прорваны среднекаменноугольными гранодиоритами кураминсмД
комплекса. По согласному залеганию в смятых в складки раннека\*1
ноугольных (визейских) отложениях Тексшский массив и силлы НД
нечаткальского района определяются как соскладчатые, формироцв
шиеся в связи с тектонической фазой, сменившей в конце нижнегсИ
200	I


начале среднего карбона условия спокойного осадконакопления, гос-
подствовавшие в регионе в течение фамера — визе, мощными и горооб-
разовательными процессами. Радиологические значения возраста пород
колеблются от 250 до 332 млн. лет (САИГИМС, ИГиГ АП КазССР,
калий-аргоновый метод, биотиты), большинство цифр характеризует
интервал от 300 млн. лет и выше, что соответствует геологическим дан-
ным.
Ранне-среднекаменноугольный алмалыкский сиенодиорит-
сиенитовый комплекс
Возрастным аналогом аурахматского комплекса в рамках Курамин-
ской вулканогенной области является алмалыкский сиенодиорит-сие-
нитовый комплекс. Кроме эталонного Алмалыкского интрузива, к это-
му комплексу отнесены монцониты, сиенодиориты и сиениты (в том
числе кварцевые сиениты) Ойджайляуского массива верховьев р. Ак-
саката, тела ранних монцонитоидов Хандайлыкского (горы Каржан-
тау) массива.
Алмалыкский массив находится на северных склонах Кураминско-
го хребта, в бассейнах р. Саукбхлака, Каракии, Алмалыка и Пакпая.
В плане представляется телом неправильной овальной формы пло-
щадью около 40 км2, вытянутым в субширо1ном направлении. Породы
обрамления массива представлены интрузивными гранитоид-порфира-
ми ранне-среднедевонского возраста, терригенпо-карбонатными накоп-
лениями среднего девона и нижнего карбона (визе), осадочно-вулкано-
генными и субвулканическимн образованиями минбулакской, акчин-
ской и надакской свит с общим средне-позднекаменноугольным воз-
растным интервалом формирования. Однако к собственно вмещающим
породам может быть отнесена только группа доминбулакских отложе-
ний и интрузивных пород, развитых в экзоконтакте западной половины
массива по отношению к которых! Алмалыкский интрузив является от-
четливо более поздних] образованием. Здесь хорошо видно как кровля
массива подчиняется форме складок вмещающих пород, обнаруживая
согласное с ними залегание, образует в них местами силлобразные за-
лежи. Массив представляет межформаиионное пластовое полого по-
гружающееся к югу тело, внедрившееся вдоль контакта между нижне-
среднедевонскими гранитоид-порфирами и отложениями девона — кар-
бона.
Он сложен следующими относительно разновозрастными подразде-
лениями (ст ранних к поздним): I) габбро, биотит-гиперстеновые дио-
риты, 2) средне- и крупнозернистые сиенодиориты, монцониты и мела-
сиениты (местами дающие переходы к кварцевым сиенитам и граносие-
нитам). 3) мелкозернистые порфировидные кварцсодержащие, иногда
кварцевые, сиенодиориты и сиенодиоритовые порфириты, 4) мелко- и
среднезернистые резко порфировидные, часто невадитового облика
кварцевые сиениты и граносисниты и их порфировые фации, 5) жиль-
ные гранит- и сиенит-аплиты, нордмаркиты (кварцевые сиенит-апли-
ты), мелкозернистые монцониты.
Габброиды, относимые к породам ранней фазы, встречаются в мас-
сиве исключительно в виде ксенолитов и небольших глыб, заключен-
ных среди пород второй фазы, тяготея преимущественно к водораз-
дельной части р. Алмалыка и Пакпая. Образуют несколько петрогра-
25 Зап. Узо. отд. ВМО, вып. 33, 1980.
203
фических вариации, ооычно описываемых как ортоклазовое габбро, с
секситовое габбро, уралитовое габбро, уралитовый горнблендит, непр<
менными составными частями которых, кроме бледнозеленой уралип
вой роговой обманки, образующей полные псевдоморфозы по клип!
пироксену, и основного плагиоклаза (кислый лабрадор — кислый б*
товнит), являются ортоклаз и биотит, а из акцессорных минералов 4
апатит и магнетит. Структура пород габбровая с просвечивающей м|
стами офитовой, криптовая, монцонитовая. Гиперстен-биотитовые дно!
риты формируют в Алмалыкском интрузиве три некрупных тела общей
площадью около 1,0 км2, приуроченных к юго-западному его контакт
Состоят из плагиоклаза, по составу отвечающего кислому андез,
ну — кислому лабрадору (интенсивно серицитизирован), мелкочешу!
чатого темно-бурого биотита, подчиненного ему гиперстена, нерешетч;
того калинатрового полевого шпата, небольшого количества интергра
иулярного кварца и обыкновенной зеленой роговой обманки, акцессо!
ных магнетита, апатита и циркона. Структура призм атическизерниста«
комбинированная с монцонитовой.
В интрузиве в основном распространены породы второй (главной)
фазы его становления, характеризующие сиенитоиды алмалыкской
типа (по Ж- Н. Кузнецову и др., 1964 г.), представленные монцонита'
ми, сиенодиоритами и кварцевыми сиенодиоритами, биотит-пироксен!
выми, биотит-амфиболовыми и биотитовыми сиенитами и меланосиенц
тами, щелочными и гранатовыми сиенитами, кварцевыми сиенитами и
граносиенитами. Бескварцевые породы заметно преобладают над квар-
цевыми. Все разновидности связаны между собой постепенными пере
ходами.
В прикоитактовых зонах массива иногда наблюдаются фации си|
нитоидов резко порфировидной структуры и с более мелкозернисто!
главной массой пород. Сиенодиоритовые порфириты и мелкозернистц
порфировидные сиенодиориты третьей фазы по составу более одне
родны, чем породы второй фазы. Несколько небольших тел до 0,5-
0,5 км в виде эрозионных окон наблюдается среди пород восточного и
северо-восточного обрамления массива. Минералогически эти образо-
вания близки к сиенодиоритам главной фазы.
Состав плагиоклаза в сиенодиоритах Алмалыка варьирует соответ
ственио их основности: в монцонитах кислый андезин—-кислый битов-
нит, в сиенодиоритах кислый — основной андезин, в сиенитах, кварце
вых сиенитах и граносиенитах средний олигоклаз — средний андезни
В большинстве разностей отмечаются, кроме того, альбит и олиго
клаз — альбит как зерна плагиоклаза второй генерации. Калинатро
вый полевой шпат образован слабо пертнтизированным аиортоклазоч
наблюдающимся в породах краевых порфировых фапий массива, орто
клазом, также тяготеющим к эндоконтактовым зонам, и наиболее рас-
пространенным микроклином, характеризующим в основном сиенитов
ды фации ядра массива. Содержание альбитового компонента коля
лется от 17 до 48%. Амфибол сиенитоитов представлен обыкновенно!
зеленой роговой обманкой, уралитом и актинолитом, замещающий
пироксен и первичную роговую обманку. Пироксен принадлежит к аг
гиту, реже эгирин-авгиту, диопсиду и диопсид-геденбергиту, гипсрсп
ну (встречается в меланократовых сиенитах). В составе биотита ра
личаются первичный темно-коричневый и вторичный мелкочешуйч;
тый коричневато-золеный, часто агрегатный, ассоциирующий с магн
204
|нтом. Из акцессорных минералов характерны магнетит, апатит, цир-
кон, ильменит,
ксенотим, сфен, гранат. Содержания последнего
местами достигают породообразующего значения (гранатовые сиени-
ты).
Структура пород преимущественно
гипидиоморфнозернистая
и
«онцонитовая, реже иризматичсскизернистая и пойкилитовая
Кварцевые сиениты и граносиениты следующей фазы алмалыкско-
го комплекса одни исследователи называют гранодиорит-порфирами
дшсайского типа (Ж. Н. Кузнецов и др., 1964 г.) и относят их к перм-
ским образованиям, другие — гранодиоритами-адамеллитами (В. И.
Айзенштат, 1967 г.) или лейко-сиеногранодиорит-порфирами (П. М.
(Анкудович и др., 1962 г.) куюндинского типа. Алмалыкские' геологи
обращают внимание на некоторые петрографические отличия этих по-
род от типовых гранитоидов куюндинского п гушсайского типов и ха-
рактеризуют как «спенитовпдиые» гранодиорит-порфиры алмалыкского
липа, которые по возрасту считают близкими к сиенитоидам главной
фазы Алмалыкского интрузива. Нами принята последняя точка зрения.
Породы данной фазы сосредоточены в юго-западной и западной ча-
стях Алмалыкского интрузива, в его эндоконтактовой зоне, где обра-
зуют малые интрузивные тела от 0,7 до 2,0 км по длине и от 0,35 до
',7 км по ширине в районе Кальмакыра, Сары-Чеку, Ак-Чеку и др. В
основном это амфибол-биотитовые породы местами с постепенными
переходами к существенно биотитовым или амфиболовым разновидно-
I иям. Порфировидные и порфировые выделения их представлены зо-
нальным плагиоклазом (в центральной части кислый — основной ан-
дезин, в редких случаях до среднего лабрадора, в краевой — средний
олигоклаз — кислый андезин), микроклином и ортоклазом микро- и
криптопертитового строения (содержание альбита в порфировидных
разностях пород 39%, в закаленных порфировых фациях снижается до
18%), обыкновенной зеленой роговой обманкой, темно-бурым с крас-
новатым отливом биотитом, кварцем. Основная масса пород кварц-
Калишпатовая. Структура основной массы гипидиоморфнозернистая,
гранулитовая, микрогранулитовая и микропойкилитовая. Общая струк-
тура местами приобретает выраженный невадитовый облик.
Финальные образования комплекса — жильные гранит- и сиенит-
I аплиты, нордмаркиты и монцониты — приурочены в основном к кон-
I тактовой зоне Алмалыкского интрузива с девонскими и додевонскими
I образованиями района. Морфологически это крутопадающие и поло-
I гпе жилы мощностью от 5,0—6,0 см до 5,0 м, небольшие штокообраз-
|иые тела до 125X200 м. Пересекают все предшествующие им фазовые
СИенитоиды, в том числе кварцевые сиениты, граносиениты и их пор-
I фировые фации.
I В Хандайлыкском массиве гор Каржантау породы данного комплек-
I сз слагают изометричное тело площадью 1,5 км2, которое с окружаю-
 щими его образованиями интрузивных контактов не имеет.
I Различаются два относительно разновозрастных типа пород: 1)
1 крупнозернистые монцониты главной фазы, 2) среднезернистые лейко-
I кратовые сиенит-монцониты дополнительной фазы. К жильным поро-
I дам комплекса здесь отнесены аплитовидные сиениты, субщелочные
I диабазовые порфириты, лейкократовые кварцевые монцониты с невыяс-
 и. иными возрастными соотношениями между ними.
Крупнозернистые монцониты состоят из зонального плагиоклаза
205
(средний андезин — основной лабрадор) местами, в стыке с кадди
ровым полевым шпатом мирмекит изированного. нерешетчатого кад
натрового полевого шпата, темного красновато-коричневого биот!
зеленоватого диопсида, часто замещенного уралитом, карбонатом, хл
ритом и эпидотом, обыкновенной зеленой роговой обманки, акцесса
ных магнетита, апатита, сфена, циркона, редких ортита и флюорит.
Структура пород гипидиоморфнозернистая, монцонитовая, пойкилич
вая.
Лейкократовые монцониты образуют небольшие (до 250X250 м)
изометричной формы тела среди крупнозернистых монцонитов. Имей
с ними резкие контакты, но без заметных приконтактовых изменены
Линейность крупно- и среднезернистых монцонитов, выраженная су
параллельной ориентировкой порфировидных выделений калинатй
вого полевого шпата, в породах обеих фаз всегда совпадает. Мин
ральный состав, набор акцессорных минералов и структура лейкокр
товых монцонитов близки к таковым монцонитов главной фазы.
Немногочисленные жилы сиенит-аплитов и кварцевых сиенит,
маломощны (до 0,5 см) и непротяженны (до 1,0 м). Субщелочные дид
базовые порфириты и лейкократовые кварцевые монцониты образуют
пределах монцонитов несколько пологопадающих даек, мощность ...
торых не превышает 2,5 м, а протяженность 260 м.
Петрохимические особенности сиенитоидов алмалыкского котики
са ставят его в ряд пород повышенной щелочности (калинатровд
тип), в которых содержания калия и натрия находятся примерим
равных количествах, в отличие от аурахматского комплекса, где кам
почти всегда больше натрия. Суммарное количество щелочей в эты
ассоциациях вполне conociавимо. Общая железистость алмалыксД
сиенитоидов (в среднем 58%) несколько выше, чем в аурахматсыи
Породы ранних фаз комплекса содержат, как правило, нормативны
нефелин и оливин, но в меньших сравнительно с монцонитоида^
аурахматского комплекса количествах. Производные поздних фаз а
малыкского комплекса богаче кремнекислого!!, чем аурахматевв
что зафиксировано широким распространением в спенитоидах АлтГ
лыка разновидностей с нормативным кварцем. Специфика фацнальы
го облика, пород, выражающаяся в развитии краевых порфировых,
резко порфировидных фаций, весьма ограниченное распространен)
пегматоидных обособлений, приконтактовое расположение ортокла:
анортоклазсодержащих разновидностей, небольшие масштабы кот »
тово-метаморфических преобразований вмещающих пород свидетел
ствуют о гипабиссальных (около 2,0 км) глубинах стабилизации и
сивов. Определение глубины формирования Алмалыкского интрузива
помощью реставрации разреза пород
1938)26 дало величину’ от 1,5 до 2,5 км.
Геохимическими исследованиями
превышающие кларки содержания
либдена, золота и серебра. Характерное медно-полиметалличеоГ
геохимическое уклонение алмалыкского комплекса нашло выраж(п.
в металлогенической специализации: с ним связано прожилково-вкр?
ленное медно-молибденовое с золотом и жильное полиметалличесга-
серебром оруденение.
Ранне-среднекаменноугольный возраст ал малыкского комплы
обусловлен следующими геологическими соотношениями. Алмалыка
интрузив прорывает и метаморфизует девонские гранитоид-порфпр
вые интрузивные образования и терригенно-карбонатные отложи
среднего девона и раннего карбона (по верхний визе включитсльп
его кровли (К. Н. Вендла]
спенпгоидов зарегишрпров hi
меди, свинца, цинка, и
206
Вместе с тем он интрудирован (Н. Т. «Пайщиков и др., 1981 г.) суб-
вулканическими телами тра.хпандезитовых порфиритов минбулакскон
свиты и содержится в них в виде ксенолитов. Субвулканические тра-
мандезитовые порфириты, в свою очередь, с размывом перекрываются
в районе накоплениями нижней подсвиты акчинской свиты, содержащей
в базальных слоях, кроме обломков нижележащих порфиритов, галь-
ку и валуны сиенитоидов, по составу тождественных породам Алма-
дыкского массива. Радиологические датировки возраста, показываю-
щие преимущественно 321—327 млн. лет (калий-аргоновый метод, био-
тит, ИГЕМ АН СССР, САИГИМС) соответствуют выводимому по гео-
логическим соотношениям.
Башкирский минбулакский трахибазальт-трахиандезит-
трахидацит-липаритовый комплекс
Развит в основном в пределах Тереклинского вулкано-тектониче-
[ского грабена, приуроченного к зонам глубинных разломов (Кумбель-
ский, Кенкольский, Коксарекский и др.), разделяющих Чаткальскую и
Кураминскую подзоны (рис. 13). Наиболее характерно комплекс пред-
ставлен в горах Каржантау (левый борт ручья Кызылсу. верховья Kvp-
|ганташсая и Аркутсая), юго-западных отрогах Чаткальского хребта
(верховья ручьев Нуреката, Караарча, Кошмансай, Ташкескен, Терек-
ли, Иерташ) и южных склонах Кураминского хребта (бассейн Гава-
|сая). Довольно значительные поля вулканитов минбулакского комп-
лекса сохранились в истоках р. Ангрена и на Ангренском плато. Гео-
хронологическая позиция комплекса устанавливается следующими дан-
ными: минбулакская свита с угловым и азимутальным несогласием в
бассейнах ручьев Терекли, Караарча и на водоразделе последнего с
М. зарсасм перекрывает образования серпухов-нижнебашкпрскойй сви-
I ты \я. но, в свою очередь, прорывается (бассейны р. Курганташа, Ну-
I ренаты, Ташксскена и др.) гранитоидами среднекаменноугольного ку-
рг,ганского габбро-диорпт-гранодиоритового комплекса; башкирский
возраст свиты определяется на основании корреляции с палеонтологи-
чески охарактеризованными образованиями вулканогенной толщи хр.
азыкурт (3. С. Румянцева)27
Породы комплекса чрезвычайно разнообразны по составу, сформи-
р,ваны непрерывным рядом пород от трахибазальтов до липаритов с
примерно равной представительностью всех разностей. Важная геоло-
гическая черта минбулакского комплекса — полифациальность. В нем
развиты почти все известные фации вулканитов: эксплозивная вулка-
номиктовая, лахаровая, эффузивная, экструзивная, жерловая и субвул-
i панических близповерхностных и гипабиссальных интрузий.
I Ведущий тип вулканических построек комплекса — сложные стра-
товулканы. Наиболее крупные и сохранившиеся сооружения достигают
около 30 км в поперечнике. Каракушский (р. Ташкескен, Терекли и
Иерташ) и Булакбашинский (Гавасайский район) палеовулканы ос-
I ложнены вершинными кальдерами (тип Кракатау) диаметром соответ-
ственно 10 и 2 км. Центральные части большинства стратовулканов в
основном уничтожены телами гранитоидов среднекаменноугольного ку-
ауинского комплекса, вместе с которым вулканиты минбулакского,
по-видимому, образуют единую вулкано-плутоническую ассоциацию.
Г Наиболее полный разрез минбулакскон свиты наблюдается в Кар-
	26 Тр. Ср. Аз. Ппдустр. ин-та, горфак. вып. 2(10), Ташкент, 1938.
	27 В кн. «Бпостратпграфня w«iii'iin>n образовании Узбекистана», Л._ 1970
20“
Рис. 15. Схема сопоставления разрезов трахнбазалы-трахпандезнт-
трахидацпт-линаритового мнноулакского комплекса.
208
.кантау, где ее мощность достигает 300 м (рис. 15). В прочих
районах распространения она сохранилась в неполном виде. Так, верх-
няя половина разреза наиболее представительно проявлена в верховь-
ях сая Караарча (1800 м) и нижнем течении Гавасая (1350 м), а ниж-
1ЯЯ — в окрестностях оз- Кугала (Киргизская ССР).
Базальные слон свиты представлены известковыми конгломератами
с редкой галькой уинских образований мощностью 120 м в Каржантау,
75—200 м — в Чаткальском хребте.
Эксплозивная фация комплекса представлена пирокластической и
игнимбритовой субфациями, субфацией направленного взрыва. Пер-
вая сложена различными по размерности туфами, в нижней части раз-
реза комплекса трахиандезито-базальтовыми и андезитовыми, в сред-
I ней— трахиандезитовыми и дацитовыми, а в верхней — трахилипари-
то-дацптовыми и липаритовыми. Мощность горизонтов туфов колеб-
I ..ется от 30 до 245 м. Субфация игнимбритов широко распространена.
Состав игнимбритов колеблется от трахиандезито-дацитов до трахи-
I тов. Игнимбриты трахилипарито-дацитового и дацитового составов при-
I урочиваются к верхней части свиты. В ранних образованиях во вкрап-
I ленниках присутствует калишпат, плагиоклаз, роговая обманка. Струк-
тр\а основной массы пепловая, игнимбрйтовая В поздних игнимбритах
отмечается калишпат, плагиоклаз, биотит, кварц и обломки пород.
Структура основной массы пгнимбритовая, микрогранобластовая. Мощ-
ность их варьирует от 300 в Каржантау до 650—700 м в бассейне реки
I тва. Иногда среди игнимбритов встречаются прослои туфопесчани-
ков.
Субфация направленного взрыва выделена в правом борту р. Га-
нг Она представлена глыбовыми туфами и ксенотуфами, в которых
; цементом обломков базокварцевых липаритов и трахилипаритов, до-
стигающих 0,5 м в поперечнике, являются литокристаллокластические
трахнлипарито-дацитовые и трахидацитовые туфы. По мере приближе-
ния к центру извержения количество обломков возрастает, а их размер
увеличивается до 5 м, иногда отмечаются глыбы сечением до 50 м.
Мощность этих образований изменяется от 100 до 225 м.
Эффузивная фация представлена отдельными лавовыми потоками
вещностью от 15 до 230 м, состав которых меняется вверх по разрезу
от трахибазальтов, андезитов и трахиандезитов до трахитов и даци-
тов. Наибольшее развитие лавовых полей андезитов и трахиандезитов
отмечается в юго-восточной части грабена (верховья Гавасая).
I Экструзивная фация, приуроченная к верхней половине разреза
мпнбулакского комплекса, развита повсеместно в Тереклинском гра-
бене. Она представлена трещинными вулканическими куполами базо-
1 кварцевых липаритов, трахилипаритов и их сферолитовых разностей
шириной от 200 м до 1.0 км, вытянутых на расстояние от 5,0 (Гавасай)
до 10км(верховье р. Ангрена). В глубоких эрозионных срезах (р. Таш-
ческен) встречаются кольцевые дайки мощностью от 200 до 750 м, про-
тяженностью до 10,0 км — подводящие каналы экструзивных тел, в ко-
торых базокварцевые породы (со сферолитовой основной массой) пе-
реходят в гранит-порфиры.
I Вулканомиктовая фация распространена во всех известных разре-
ых комплекса и более или менее равномерно распределена по всей
щности последних, образуя в них прослои мощностью до 120 м. Сре-
дн пород этой фации выделяются вулканомиктовые песчаники, туфо-
несчаники и гравелиты.
1 Лахаровая фация распространена ограничено в бассейне руч. Нуре-
ат; Представлена грубообломочными несортированными туфоконгло-
—не
209
Мерато-брекчиями мощностью около 100 м. Обломочный материал с «
монтирован туфами, местами туфопесчаниками.	
Породы фации субвулканических близповерхностных интршв
обычно расположены вблизи центров извержения. По форме это
имущественно пластовые тела (мощность до 300 м, протяженность до
3,0 км), реже штоки (диаметром 300 м), сложенные трахнаидеgd
базальтами, трахиандезитами, базокварцевыми липаритами, пзрпп
трахибазальтами и дацитами. К этой фации отнесены, в частности, на
роды, описанные Н. П. Васильковским (1952) под названием «арЛ
сайских порфиритов».
Фация субвулканических гипабиссальных интрузий проявлена ."нВ
в восточной части Кураминского хребта (Булакбашинский страты™
кан), где слагает крупное (9 км2) штокообразнос тело сиенито-днспп
товых порфиритов в междуречье Ангрена (Культушкансай) и Гаи
(Кулябсай).	I
Мафические породы комплекса, включающие трахибазальты и тра
хиандезито-базальты, состоят из вкрапленников авгита, гиперстена
реже оливина (полностью разложенного), амфибола и пироксен-к.м
шпат-плагиоклазовой основной массы гпалопилитовой, пилотакситом
и интерсертальной структуры. В трахиандезитах и трахитах порфии
вые выделения представлены калишпатом, андезином или альбпЛ
роговой обманкой, пироксеном, редко оливином. Структура осно«
массы пойкилитовая, аллотриоморфнозернистая.
Салические породы характеризуются наличием во вкрапленник!
плагиоклаза, кварца, роговой обманки и биотита. МикропойкилитбЯ
и фельзитовая основная масса пород часто перекристаллизована в miJ
рогранобластовый агрегат.
В результатах химического анализа пород минбулакского коми.™
са зафиксирован полный дифференцированный ряд вулканитов и
трахибазальтов (содержание кремнезема 49,9 — 51,7 вес. %) до трЛ
липаритов (содержание кремнезема 73.1—75,4 вес. %) и трахитов. J1
всей этой непрерывной серии характерна повышенная общая iiic.nl
ность (обусловившая трахитоидную тенденцию пород) и постояли
наблюдаемое во всех разностях вулканитов преобладание калия и
натрием (обусловившее калиевый тип щелочности пород). ]
Из петрохимических особенностей базальтоидов отмечается их Л
бая, но устойчивая перенасыщенность кремнекислотой, чем они ол!
чаются от трахибазальтов уинского комплекса, повышенное (по enJ
нению с базальтоидами типовых трахибазальт-трахиандезит-трахня
паритовых ассоциаций) содержание калия и глинозема, приближЯ
щее их по этим показателям к ассоциациям калиевых базальтов. В и
следующих более кислых дифференциатах, в частности трахнандеяи
базальтах, трахиандезитах, трахиандезито-дацитах и трахидацптя
наблюдается постепенное нарастание общей щелочности пород (п Л
шаются содержания и натрия, и калия) и уменьшение концентрам
кальция, суммарного железа и магния, но содержание глинозема!
отношению к трахибазальтам практически не изменяется, остаь.и
несколько более высоким, чем в эталонных ассоциациях. В трахи..и
ритах суммарное содержание щелочей немного снижается, о/наЖ
роль калия в них заметно усиливается (в среднем составляет
вес. %)). По отношению к трахилипаритам эталонных ассоциаций
более высокоглиноземистые.	Н
Породы комплекса характеризуются повышенными содержания.®
меди, молибдена, свинца, серебра, концентрации которых в веском®
210
Ip.i превышено! кларковые значения. Представление о рудоносности
минбулакского комплекса пока ограничивается данными о связи с
ним гидротермальной медной и серпо-колчеданной минерализации.
Среднекаменноугольный кураминский (карамазарский)
габбро-днорит-гранодиоритовый комплекс
Образования комплекса широко развиты в Кураминском и Чаткаль-
jthOM хребтах, известны в горах Каржантау. В Кураминском хребте
Iони являются составной частью крупнейших здесь батолитов Кура-
минского, Ашаба-Сарвакского и Гавасай-Чадакского, Карамазарского,
формируют ряд небольших тел на юге Алмалыкского района. В Чат-
кальском хребте комплекс представляют Ихначский интрузив и его
сателлиты (Мисканский, Бодакский, Верхнебодакский, Тинтакский и
 Соловьевсайский штоки), Чимганский интрузив, Нижнечаткальский,
Чалман-Кошмансанский и Келимчекский массивы Ча ткало-Ангренско-
|г батолита, Караарчинский, Сюреньагинский, Нурекатпнский и Теке-
.И1ЙСКИЙ интрузивы, отдельные тела, слагающие Акчинский, Карабаш-
Вкий, Туячавульский, Кызылалмасайский, Нижнс- и Верхнебелеутин-
ский массивы. В Каржантау к кураминскому комплексу отнесены Кур-
ганташский и Гезинскнй интрузивы.
Интрузивы характеризуются разнообразной (в плане) формой и
Iопределяются как штоки, межформацнонные линейные тела, лакколи-
ты, общая особенность которых — дискордантные соотношения с по-
родами их обрамления и независимость от ориентировки складчатых
структур.
Вмещающие породы обычно карбонатные отложения раннего кар-
I бона и вулканиты среднекаменноугольной минбулакской осадочно-
' вулканогенной свиты, реже терригенные накопления, вулканиты и инт-
рузивные образования дораннедевонского возраста.
эпутреннее строение комплекса сложное. Он образован серией от-
ттелыю разновозрастных подразделений, формирующих гомодром-
ряд пород: 1) габбро- и габбро-диориты, 2) диориты, кварцсодер-
I )».ащие диориты, банатиты и сиенито-диориты, 3) крупнозернистые ме-
стами порфировидные биотит-амфиболовые кварцевые диориты и ам-
фнбол-биотитовыс гранодиориты и адамеллиты, 4) среднезернистые
порфировидные амфибол-биотитовые гранодиориты и граносиениты,
Ь) мелко и среднезернистые слабо порфпровидчые граниты; жптьные
породы: 7) гранит-аплиты, пегматиты, граниты, мелкозернистые грано-
Виориты, 8) диабазовые порфириты и габбро-порфириты, 9) диори го-
вн? и сиенито-диоритовые порфириты, 10) гранодиорит порфиры, 11)
диоритовые лампрофиры (спессартиты).
Габброиды ранней фазы в наиболее полном виде проявлены в юго-
. западной оконечности Чаткальского хребта. Здесь они слагают Нижне-
бпеутинский (0,5 км2) и Верхнебелеутинский (2,0 км2) штоки, субши-
I ротное линейное тело (8,0X1,0 км) в южной части Акчинского масси-
ва, штокообразное тело (2,0 км2) в Карабашском интрузиве. Несколь-
м небольших тел габбро отмечается в высокогорной части Чаткаль-
I спого хребта, в верховьях Учберксу, Орталыксая, Раватсая и Акташ-
I сяя, где они залегают в песчано-сланцевых и терригенно-карбонатных
отложениях силура и девона или как блок-ксенолиты в более поздних
I гранитоидах. Наиболее распространены амфиболовые габбро, менее
 'развиты лейкогаббро, пироксен-амфиболовые, оливиновые и оливин-
I содержащие габбро и габбро-нориты. Изредка среди них встречаются
Г	211
пол
ный
неоольшие линзы аккумулятивных пород типа плагиоклазовых вер!
тов и троктолитов (Ю. Г Корчевская, 1967 г.).
Плагиоклаз габброидов варьирует от основного андезина и лаб ;
дора до анортита: в амфиболовых габбро это средний андезин — ср
ний битовнит, в оливиновых габбро — основной лабрадор — основJ
битовнит, в габбро-норитах — средний лабрадор — кислый битовнит.1
лейкогаббро — основной андезин — средний лабрадор, в оливином
габбро-норитах — анортит. Моноклинный пироксен образован
том, титанистым авгитом и клиноэнстатитом, а ромбический — энся
титом и промежуточной разностью между бронзитом и гиперстенгя
Среди оливинов в той или иной степени, иногда нацело, серпентиния
рованных, различаются гортонолит, гиалосидерит и хризолит.
Средн цветных минералов доминирует амфибол, представлени
обыкновенной темно-зеленей (до темно-зелено-синей) роговой обманк!
зеленовато-коричневой титанистой разновидностью (керсутит) и ак!
нолитом. Наряду с амфиболом типоморфным темноцветным минер»
лом габброидов является темно-бурый биотит. Из акцессорных миЗ
палов отмечаются магнетит, апатит, сфен, циркон, пирротин, пи!
халькопирит, борнит, флюорит, изредка гранат, оранжит и iopj
Структура пород габбровая, комбинирующаяся обычно с просвечивав
щей ойн'товой.
В блок-ксенолитах габброидов среди относительно более молом
кварцевых диоритов, банатитов и гранодиоритов нередко фиксирую!
калишпатсодержащие габбро и монцониты, образование которых г?
можно обусловлено метасоматическим воздействием несколько обоя
щенных щелочами поздних гранитоидов.
Следующая по возрасту диоритоидная группа пород по сравнен!
с габброидами имеет более широкое площадное распространение. Ди
риты и связанные с ними постепенными переходами сиенито-диорич
кварцевые сиенито-диориты и банатиты известны почти в каждом 1
упомянутых выше крупных интрузивов, в которых они обычно сам!
древние магматические образования и залегают в виде блок-ксенол!
тов или приконтактовых тел до 6,0 км2 В плане это неправильные, я
сто причудливые тела, очертания которых продиктованы прорыва!
щнми их интрузиями. Лишь в редких случаях по периферии кругля
массивов встречаются небольшие сателлиты, имеющие форму итоге
или линейных дайкообразных тел, интрудирующие песчано-сланцевя
отложения ордовика и девона (верховья р. Ангрена) или известия!
нижнего карбона (Пскемский хребет).
Самый крупный массив этой фазы Келимчекский (около 45 км
Он расположен в осевой части Чаткальского хребта и залегает в зон;
ограниченной с севера Кумбельским, а с юга Кенкольским региона:!
ными разломами, вытянут соответственно им в субширотном напрж
лении на 12,5 км при максимальной ширине до 5,5 км.	1
Среди диоритоидов доминируют кварцсодержащие разновидно. 
часто переходящие в кварцевые диориты и кварцевые сиенито-диорнгщ
Цветной индекс пород представлен пироксеном, биотитом и рогов#
обманкой, указанных в порядке возрастающей значимости. Плане
клаз представлен зональными таблицами, в ядрах зерен отвечают
основному андезину — кислому лабрадору, в промежуточных зонах z-
новному олигоклазу — среднему андезину, а в периферических - |ь
бит—олигоклазу. Биотит темно-бурый, темно-коричнево-бурый, го-я
черный. Роговая обманка обыкновенная зеленая или волокнистая ура1
литовая, часто сохраняет в себе реликты авгита и диопсида, пнгт
наблюдающихся также в виде самостоятельных слабо уралитизпи
ванных зерен. Калинатровый полевой шпат отвечает ортоклазу (..(
212
I кржанис альбита 29%) и микроклину (содержал не альбита 32%). Из
I (акцессорных минералов наиболее распространи ы магнетит, сфен, апа-
I тит, циркон, ортит, ильменит, пирит, халькопирит. Структура преиму-
щественно призматическизернистая, гипидиоморфнозернистая, призма-
тическая и монцонитовая, осложненная пойкилитовой, микрогранпто-
I Б' й, микропегматитовой и мирмекитовой.
। Главная интрузивная фаза кураминского комплекса представлена
[воеобразными мезократовыми крупно- и среднезернистыми гранитои-
I дамп, описываемыми чаще всего под названиями гранодиоритов кура-
 минского (Е. М. Головин)28 или карамазарского (Васильковский,
I 1952) типов. Они почти полностью слагают Нижнечаткальский, Чал-
I >ан-Кошмансайскнй, Ихначский, Курганташский, Гезинский, Сюрень-
I атинский интрузивы, образуют довольно крупные поля в Кураминском,
I Хшаба-Сарвакском и Гавасай-Чадакском плутонах, Нурекатинском,
I Ксраарчинском, Карабузском, Карабашском массивах. Многие из них
^Ьпровождаются телами дополнительных интрузий, представленных
Ьечкозернистыми порфировидными гранодиоритами.
I В Гавасай-Чадакском батотите между формированием крупно- и
I и лкозернистых гранодиоритов были дополнительно интрудированы
 среднезернистые гранодиориты. По составу гранодиориты дополни-
I тельных фаз в большинстве случаев очень близки к гранодиоритам
^главной фазы, но иногда отклоняются от них в сторону граносиенитов
 (как, например, в Нижнечаткальском интрузиве) или кварцевых сие-
I нвто-диоритов (как в северной половине Гавасай-Чадакского плутона).
 Размеры тел дополнительных интрузий чаще всего небольшие, до 1,0,
I реже до 3,0—6,0 км2, в единичных случаях (северные склоны Чаткаль-
 с'ого хребта, бассейны р. Орталык, Учберксу, Карасай, Кенгсаз) до
I 14 км2. Преобладающая форма тел — мощные (до 250—300 м) пла-
I .тнпообразные залежи, реже штоки. Характерно, что распространен-
 гость и пазмепность тел мелкозернистых гранодиоритов резко \ctv-
 пают среднезернистой разновидности. Представлены они только поло-
I имя залежами или дайкообразными телами с максимальным разме-
1 ю». до 8,0Х 1,5—2,0 км (одиночное тело в верховьях Учберксусая).
I | Во многих массивах, сложенных гранитоидами главной фазы, вы-
I ранена зональность: в эндоконтактовой полосе, ширина которой ме-
I стами достигает 2,5 км (центральная часть Чаткальского хребта, Чал-
I «ан-Кошмансайский массив), отмечаются кварцево-диориговые крае-
I «ы, фации, незаметно переходящие в гранодиориты центральной. На
жных склонах Кураминского хребта (Ашаба-Сарвакский интрузив,
^Иссейн р. Сарвака) аналогичные кварцевые диориты с неуловимыми
переходами к гранодиоритам образуют крупное (8,5X3,5 км) тело ме-
увдионального простирания, кроме того, развиты в бассейне Кандаган-
I ая (около 8,0 км2) и часто встречаются в виде ксенолитов в более
I ролодых интрузивных породах по Кузгуптуш- и Шаршайсаю, по Ин-
Коган- и Кандагансаю. Судя по тому, что эти фации развиваются в
I ровном вблизи или непосредственно на контакте массивов с нижне-
I каменноугольными карбонатными отложениями их, по-видимому, сле-
Вр.е. считать гибридными образованиями.
I Ж Минеральный состав гранптоидов главной и дополнительных фаз
ВЕходен, а известные петрографические модификации обусловлены глав-
ным образом различными количественными соотношениями породооб-
I "аиющих минералов. Общей и чрезвычайно характерной их особен-
I нос ью является обилие шлирообразных меланократовых (кварцево-
-8 Тр. Ин-та геол. АН УзССР, вьш. 4, 1949.
213
диоритового состава) включений округлой формы размером от 2X1
до 0,4Х0,5 м, в среднем 8\7 см, количество которых в породах
полнительных фаз несколько меньше, чем в гранитоидах главной.
Плагиоклаз гранитоидов зональный. Отмечаются зерна с пры
рс ке повторяющийся, очень редко обратной зональностью. По ci
ву варьирует от кислого лабрадора до среднего олигоклаза, в сред
отвечает среднему андезину. По периферии часто обрастает альбнл
изредка фиксирующимся в главной массе пород в качестве hoboi-1
зованных зерен. Калинатровый полевой шпат главной массы nJ
клаз — криптопертит (содержание альбита 24—29%, редко до 35%),
вкрапленников— микроклин-пертит (содержание альбита 30%). В п
нитоидах Нижнечаткальского, Чалман-Кошмансайского, Курами» I
и Ашаба-Сарвакского интрузивов плагиоклаз содержит мирмеюм
вростки кварца.
Цветной индекс пород обозначен амфиболом и биотитом с к |
лютцимися количественными отношениями: в гранодиоритах био:
доминирует над амфиболом, в фациальных кварцевых диоритах,
оборот, амфибола больше, чем биотита (темно-бурый, темно-кортя
вый, до почти черного). Амфибол относится к обыкновенной зе>1
роговой обманке, часто заключает в себе реликты моноклинном
роксена, который в кварцевых диоритах краевых фаций местам!
блюдается в виде индивидуализированных зерен. В набор акцессл^
минералов входят магнетит, сфен, ильменит, апатит, ортит, х!
оранжит, циркон, флюорит, пирит, монацит, ксенотим, гранат и
Ведущие типы структур — гипидиоморфнозернистая и призматнчя
зернистая, осложненные довольно редкими участками
пегматитччЯ
интергранулярной микропегматитовой. Структура главной массы .
нодиоритов дополнительных фаз преимущественно гипидиоморф»).
нистая и аллотриоморфнозернистая, а граносиенитов — аллотрир'я
нозернистая и микропегматитовая (содержание кварца 27—28°o)J
Группа фазовых гранитоидов кураминского комплекса завергие
гранитами. В интрузивах Кураминского хребта эти граниты не ira
интрузивных контактов с типовыми гранитоида.ми комплекса » Я
лены Н. П. Васильковским возле сел. Пангаз на основании их за
ния под вулканитами среднекаменноугольной акчинской свиты, j
одно небольшое (1,7X0,2—0,3 км) субмеридиональное тело мелиЯ
нпстых мезократовые гранитов. отграниченное от кпхнпоа
стых гранодиоритов главной фазы разрывным нарушением, J
новлено С. Н. Задориной и др. (1975 г.) на северо-восточном оки «s
Кураминского батолита (верховья Кашкасая). Как и граниты (м
ностсй сел. Пангаз, они здесь также перекрываются вулканитам
чинской свиты.
К числу наиболее крупных массивов фазовых гранитов orHid
Чимгаиский на северо-западных склонах Чаткальского хребта. Э J
тянутое в северо-восточном направлении шгокообразное тело п.п
дью около 15,0 км2, из которых только 3,0 км2 приходится на |
амфнбол-биотитовых гранодиоритов главне й фазы комплекса,
щих в эндоконтактах интрузива. С приближением к контактам <1
тающими гранодиоритами, карбонатными и вулканогенными об!
ваниями в полосе шириной от 15 до 100 м граниты переходят в я
бол-биотитовые адамеллиты. По вещественному составу мелагря
близки к гранодиоритам главной фазы комплекса. Плагиоклаз ip
тов зональный, в среднем основной олигоклаз — кислый андезин
титовый калинатровый полевой шпат соответствует промежуто
•ортоклазу (содержание альбита 24—27%) и микроклину (альбп
214
42%). Биотит буро-коричневый, а редкие зерна амфибола представле-
ны обыкновенной зеленой роговой обманкой. В краевой адамеллито-
вой фации гранитов, в непосредственной (первые метры) близости от
вмещающих карбонатных пород, роговая обманка обрастает по всему
периметру каемкой новообразованного пироксена, что можно рассмат-
ривать как признак ассимиляции карбонатного материала. Из акцес-
сорных минералов постоянно встречаются магнетит, ильменит, сфен,
апатит, циркон, циртолит, ортит, фергусонит, оранжит, пирит, молиб-
денит. Структура гранитов гипидиоморфнозернистая, осложненная
пойкилитовой, мирмекитовой и микропегматитовой.
Жильные породы I этапа — аплиты, пегматиты, граниты и грано-
диориты — в связи с настоящим комплексом развиты в целом умерен-
но. Отдельные участки скопления этих пород встречаются главным об-
разом в приконтактовых зонах массивов. Исключение составляет Чим-
ганский интрузив, в котором жильные отщепления биотитовых грани-
тов весьма обильны. Форма проявления этих жильных пород разнооб-
разна: чаще всего это жилы, пологие залежи или линзовидные шлиро-
вые обособления мощностью от первых сантиметров до 1,5 м, изредка
приконтактовые залежи и штокообразные тела до 300 м в поперечнике.
Жильные породы II этапа, представленные дайками диабазовых
порфиритов, диоритовых и сиенито-диоритовых порфиритов, гранодио-
piii- и грани г-порфиров. диоритовых лампрофиров, уверенно выделяют-
ся пока только среди массивов комплекса на юго-западном окончании
Чаткальского хребта, в связи с Ихначским и Чимганским интрузнва-
вами, в краевой западной части Нижнечаткальского интрузива. Мощ-
ность даек достигает 30,0 м (в среднем 2,5—3,5 м), протяженность
2,0 км.
Сложное внутреннее строение кураминского комплекса, последова-
тельная эволюция его состава от ранних габброидов до завершающих
гранитов нашла соответствующее выражение в петрохимических дан-
ных. Постепенно от фазы к фазе в породах комплекса нарастает со-
держание кремнезема, попутно с которым увеличиваются как суммар-
ные концентрации щелочей, так и раздельно содержания калия и нат-
рия. Важная особенность ранних габроидов — повышенное содержа-
ние в них калия, близкое к 40—50% общей суммы щелочей, с чем, по-
видимому, связано постоянное присутствие в минеральном составе этих
пород биотита. Петрохимические материалы по гранитоидной состав-
ляющей комплекса свидетельствуют о весьма устойчивом, выдержан-
ном во всех массивах, характере химизма пород этой группы. Тип ще-
лочности калинатровый, определяемый равным отношением калия и
натрия (1:1). Характерно, что повышение содержаний кремнезема и
суммы щелочных металлов не изменяет этого отношения, сохраняюще-
гося даже в поздних гранитах комплекса. Общая железистость от ран-
них габбро к гранодиоритам постепенно возрастает (от 35 до 57%).
Некоторые признаки, в частности обилие меланократовых включений
(автолитов), невысокое содержание кварца в микропегматитовой гра-
фике и альбитового компонента в щелочном полевом шпате, наличие
мирмекита, выявляют принадлежность кураминского комплекса к вул-
канической ассоциации гранитоидов, интрузивные массивы которой
стабилизировались на мезоабиссальных глубинах.
Комплекс обнаруживает положительную геохимическую специали-
зацию на железо, медь, молибден и висмут. В. А. Арапов и Б. Г. Хай-
руллин29, В. И. Айзенштат30 подчеркивают, золоторудную специализа-
цию этих пород (наличие знаков самородного золота в составе акцес-
сорной фракции, повышенные относительно кларка содержания). В ме-
215
таллогеническом отношении комплекс специализирован на скарновс-1
железорудное и скарново-молибденовое, жильное медно-висмутовое,|
медное, медно-железорудное, молибденовое оруденение и золотую ми-
нерализацию. Габброиды ассоциации, кроме того, определяются (В. fl.
Шницер и др., 1980 г.), как продуктивные на апатитовую минерализа-
цию.
Геологический возраст кураминского комплекса большинством ис-
следователей района трактуется как среднекаменноугольный, точнее
предраннемосковский. Массивы его прорывают башкирскую минбулак-
скую свиту и, в свою очередь, в некоторых местах региона перекры-
ваются раннемосковской акчииской свитой или прорываются телами
ее субвулканических фаций. Среди радиологических значений возраста
часто встречаются цифры от 310 до 334 млн. лет (биотиты, биотит-ам-1
фиболовые фракции, калий-аргоновый метод, ИГЕМ АН СССР,
САИГИМС), вполне соответствующие геологическим данным.
Раннемосковский акчинский дацит-трахиандезитовый комплекс
Развит в пределах Алмалыкского, Шаваз-Дукентского и Кумыш-|
канского грабенов, в фундаменте Лашкерскской депрессии и Кызылну-|
рииской кальдеры, т. е. главным образом в структурах субширотной
ориентировки. Наиболее широко и полно распространен в Алмалык-
ском грабене, где непрерывной полосой прослеживается вдоль левого!
борта р. Ангрена от сая Каракия (Паргайдо) на западе и до Гушсач
на востоке. К северо-востоку в Лашкерекской депрессии комплекс об-1
нажается в виде эрозионных окон в бассейнах саев Кайрагач, Бедрен-|
гет и Чилтен. Выходы комплекса в Шаваз-Дукентском грабене (право-]
бережье р. Ангрена) установлены в Таштепинских горах, бассейнах
р. Аманкуля, Курабаша, Шаваза, Акчи и Гошсая. В Кумышканском]
грабене (левобережье р. Чаткала) акчинские вулканиты наблюдаются!
в основном в бассейнах р. Алтынбеля, Паркента, Заркента и Башкы-j
зылсая, а также в смещенной восточной части этого грабена в бассей-1
нах р. Карабузука и Терекли. В фундаменте Кызылнуринской кальде-|
ры образования комплекса занимают небольшие поля в бассейнах]
р- Паркента, Аксакаты и Раваша. Проявления комплекса в других ме-1
стах Чаткало-Кураминского региона незначительны. Стратиграфиче-]
ская позиция комплекса определена положением его между минбула..-]
ской и надакской свитами, а возраст документирован сборами ранне!
московских растительных остатков. В радиологических данных, харак-|
теризующих интервал времени от 281 до 328 млн. лет (калий-аргоно-1
вый метод, трахиандезиты и трахиандезито-дациты, серицита,]
САИГИМС, ИГЕМ АН СССР), наиболее древние цифры (326—32?:
млн. лет) можно рассматривать как подтверждающие палеонтологичы
ские заключения
В строении комплекса участвуют эффузивная, экструзивная, экс-|
плозивная, субвулканическая близповсрхностная и гипабиссальная, а
также вулканомиктовая фации. По составу породы представлены три
хиандезитами, андезитами, трахиандезито-дацитами, андезито-дацита-1
ми, трахиандезито-базальтами, реже трахитами и базальтами. Наблю-1
дается гомодромная направленность смены состава продуктов вулка!
нической деятельности.
Разрез акчинской свиты характеризуется преобладанием мощны;!
29 В кп. «Геология СССР», т. XXIII. Узбекская ССР, кп. 2 М„ 1972.
зо В кн. «Каталог интрузивных массивов Узбекистана», ч. I. Ташкент, 1975. I
216
лавовых горизонтов, чередующихся с маломощными прослоями пиро-
кластики и вулкано-терригенных образований. За пределами грабенов,
на удалении от центров извержений роль последних резко возрастает.
Суммарная мощность разреза колеблется от 300 до 1500 м.
В Алмалыкском грабене основной объем комплекса сохранился в
центральном Алмалыкском блоке между Бургундинским и Мискан-
ским разломами. В основании акчииской свиты здесь (Катрангасай,
Каракия) залегают базальные конгломераты, галька которых состоит
преимущественно из известняков, эффузивов и сненнто-диоритов алма-
лыкского комплекса. Видимая мощность их превышает 50 м. Конгломе-
раты перекрываются пачкой песчаников и алевролитов мощностью око-
ло 50—70 м. Останцы базальных слоев сохранились к северу от Бур-
гундинского разлома (Саукбулаксай), где представлены песчаниками,
известняковыми конгломератами с ленточными известняками и угли-
I сто-пзвестковыми сланцами общей мощностью 40—50 м.
Вулканиты нижней части разреза акчинской свиты развиты к севе-
ру от Бургундинского разлома и представлены однообразными пирок-
сеновыми андезитами мощностью от 200 до 300 м. Верхняя часть раз-
I реза сохранилась к югу от вышеуказанного разлома. Она состоит из
I чередующихся лавовых и пирокластических образований (рис. 16).
Эффузивная фация проявлена более широко в виде серии лавовых
потоков. Нижние из них сложены трахиандезито-базальтами, базальта-
ми и их кластолавами (р. Алмалык, Каульды, Кызата). Мощность их
колеблется от 10 до 40 м. Породы обычно афировые, мелкопорфиро-
вые. Во вкрапленниках отмечается зональный плагиоклаз (в центре
андезин—лабрадор, по краям олигоклаз), гиперстен, авгит, изредка
оливин, роговая обманка, калишпат и кварц. Основная масса призма-
тпческизернистая, полустекловатая.
В средней части разреза горизонты эффузивов представлены трахи-
I андезитами (левый борт Алмалыксая) мощностью до 100 м. Андезито-
даниты и их кластолавы завершают разрез свиты и развиты только в
I бассейнах ручьев Каульды, Кызата и Саукбулак. Нижние части пото-
ков имеют агломератовое строение. Кластолавы состоят из обломков
округлой и остроугольной формы, сцементированных лавой того же
состава. Их размер колеблется от нескольких сантиметров до 0,5 м (в
среднем 10—20 см), а количество — от 20 до 70% от общего объема
породы. Андезито-дациты состоят из вкрапленников олигоклаза, диоп-
сид-авгита, биотита, обыкновенной роговой обманки, калишпата, по-
ггекловатой основной массы витрофировой, фельзитовой и пилотак-
ситовой структуры.
Породы эксплозивной фации слагают три характерных горизонта:
.нижний (мощность 250 м) — глыбовые и бомбовые туфы андезитового
I и андезито-дацитового состава, врехнпй (мощность 120 м) — андезнто-
рцитовые туфы и туфобрекчии.
Жерловая фация развита на трех участках Алмалыкского грабена.
I Один из центров извержения (Ташкутанский) расположен в его север -
I ном борту, где обнажается жерловина 750X1250 м. Она сложена лава-
SHii и кластолавами андезитов, трахиаидезнтов, трахитов и трахиандези-
го-базальтов. Местами отмечаются эруптивные брекчии. Два некка ан-
дезито-базальтов диаметром до 300 м отмечаются в бассейне Кызаты.
I В совокупности с кольцевой субвулканической интрузией и серией мел-
I Ы'. неккообразных тел андезитов внутри кольца они образуют Кыза-
I тпнекпй центр извержения.
I На левобережье руч. Алмалык вблизи Бургундинского разлома рас-
I пс ю'кен третий центр извержения (Нижнеалмалыкский), представлен-
217
Рис. 16. Схема coiioeTais.ieiina разрезов дацпт-трахиапдезптового акчинского
комплекса Центрального Алмалыкского блока но данным буровых сквампш.
ный субширотным некком — 250- 300X750 м. Он сложен класгола!
ми и эруптивной брекчией трахиандезито базальтов.
Экструзивная фация в виде куполов истечения завершает акчад]
ский вулканизм Алмалыкского грабена. Наиболее крупный из куполе
отмечается в бассейне ручьев Каульды, Алмалык и Кызата. Высот!
его более 250 м, диаметр около 4 км. В основании и кровле экстре.щ
отмечаются кластолавы мощностью от первых метров до 100—120 в
Второй купол высотой до 150 м, с кхпольным покровом шириной а
2 км и длиной 4 км расположен на водоразделе ручьев Чукуртопан!
Паргайдо. Третий купол диаметром 1 км выделяется в привото-naJ
дельной части ручьев Алмалык и Кельчулак.	f
Состав пород куполов трахиандезито-дацитовый. Порфировые в
деления представлены олигоклазом, амфиболом, биотитом, кварце
редко калишпатом, основная масса витрофнровая, криптовитроклап*
ческая, микрофельзитовая, реже гиалопилитовая.
Субвулканические близповерхностные интрузии развиты широи
Они разнообразны как по составу, так и по морфологии тел. Наибол!
крупное тело в виде пластовой залежи расположено в северном обраи
лении грабена, в бассейнах Карабулак, Ташкутан, Саукбулак, Урь|
охватывая площадь 60 км2. Средняя мощность его около 200 м. В кри-
ле интрузии отмечаются многочисленные обломки и блоки известняки
и вулканитов размером от сантиметров до 1,5 км. Сложено трахитах!!,
которые в центральной части тела нередко переходят в сиенит-iiof | -г
ры, а в краевой — во флюидальные разиосгн. Вкрапленники трахиш
218
। и сиеиит-порфиров представлены андезином, анортоклазом, моноклин-
ным и ромбическим пироксеном, редко биотитом. Структура основной
массы трахитовая, бостонитовая, участками, гранофировая.
В западной части центрального Алмалыкского блока развиты тела
яндезито-базальтов сложной морфологии размером от 50 м до 1 км.
Ряд субвулканических интрузий пластовой и штокообразной формы
шатается автомагматичсскнми брекчиями андезито-базальтов (Куль-
чулак) и трахиандезито-дацитов (Каульды). В правом борту руч. Кы-
зата Ж- Н- Кузнецовым (1975 г.) откартирован ряд тел сложной мор-
фологии, шириной 75—600 м, трассирующих кольцевую структуру диа-
метром 2 км. Они выполнены андезито-дацитами и их автомагматнчг-
скими брекчиями. Наряду с последними на площади широко развиты
многочисленные мелкие (первые десятки метров — сотни метров) тела
эксплозивно-инъекционных брекчии, локализующиеся вблизи центров
I твержений.
К востоку ог центрального /алмалыкского блока, в междуречье Ур-
I газ-Гушсан, вулканиты акчинского комплекса преобразованы во вто-
ричные кварциты и пропплигы. В реликтовых вулканитах отсутствуют
I слоистость, что позволяет считать их породами экструзивной и субвул-
(канической фаций.
В районе ручья Гушсай выделяется одноименный центр изверже-
ния. Здесь среди измененных пород наблюдаются лавы и перекрываю-
щие их агломератовые туфы андезитов.
I Выходы пород акчинского комплекса в Лашкерекской депрессии
I приурочены к се северо-восточной части. По данным Ю. В- Нечаева
I (1974 г.), здесь выделяется Чилтенский палсовулкан, сложенный черс-
I чующимися глыбовыми и агломератовыми туфами с лавами трахиан-
I цезитодацитового состава.
Жерловая фация образована некком протяженностью 3 км, шири-
ной 400—1000 м, выполненных! эруптивной брекчией трахпандезито-
I дацитов.
[ Субвулканическая гипабиссальная фация развита в бассейне
I Кандырсая, где по данным С. Н. Задориной (1975 г.) представлена
I мелкими телами сложной конфигурации (менее 1 км2) спенито-диори-
I товых порфиритов. Породы частично или полностью замещены вторич-
I мычи кварцитами. К этой же фации относится шток сиенито-дпорито-
I вых порфиритов площадью около 6 км2, расположенный в верховьях
 Лояксая.
В Шаваз-Дукентском грабене наиболее полный разрез акчинской
 твиты сохранился в западной части, где реконструирован Таштепин-
I цлй стратовулкан. По данных: С. Я. Лапидуса31, здесь выделяются
I три толщи, представленные в основном чередующимися породами эф-
И фузивноп и эксплозивной фаций общей мощностью около 1500 'л
II (рис. 17). Нижняя толща представлена в основании пачкой крупно-
IB гдыбовых и агломератовых туфов трахиандезитового и андезитового
В составов с прослоями вулканомиктовых конгломератов (350 м), сме-
I няющихся вверх по разрезу лавами и кластолавами биотш-роговооб-
I Майковых трахиандезитов (50—300 м). Средняя толща характеризует-
 ся преимущественно лавами лейкократовых андезитов и трахиандези
 тов с незначительными прослоями пирокластики. В основании отме-
В чаются линзы вулканомиктовых конгломератов. Мощность толщи ко-
В колется от 90 до 530 м. Верхняя толща в основании содержит линзы
I вулканомиктовых конгломератов, песчаников и алевролитов, сменяю-
В щихся вверх по разрезу туфами смешанного состава. Основная часть
Иголиш (мощность 120—160 м) сложена лавами и кластолавами мелко-
Ваорфпровых пироксеновых андезитов и трахиандезитов, принадлежа-
I	219
p. Чушка
булаксаи
к востоку ст
сел. Тсштепе
С.Я. Липидис
центр, часть
Таиигепинск ил
высот
С. Я Лапидус
юж часть
Гаги тени нс к их
высот
С Я. Личи ди
Oi_________
JOOO;
РУЧ-
Карабишсай

)Т
Рис. 17. Схема сопоставтения разрезов дацпт-трахиапдезитового зячппешго
комплекса юго-западного окончания Чаткальского хребта.
I — акчннскнй комплекс, II — иадакскпп.
щих, по-видимому, к экструзивной фации. Увеличение мощности пор
происходит в сторону центральной части гор Таштепе, где вреда
гается центр извержения. Жерловая часть постройки уничтожена
вулканической гппабиссальной интрузией сиенито-диоритовых пи
ритов.
Более высокий стратиграфический уровень занимают породы эи
зивной фации, обнажающиеся к востоку от Таштепинских выг
представленные нестратпфицированными однообразными трахианд
тами и трахиандезито-дацитами. Они слагают купола истечения с ч
рами извержений, устанавливаемыми по веерной отдельности или
характерному наклону линейности в породах. Магмовыводящие ц
лы экструзий расположены в Шавазсас, Западном Акчасае и сред
течении Восточного Акчасая. В низовьях Карабашсая среди породу
дамента обнажено несколько некков изометричных очертаний, ра
ром 300X400 м, выполненных трахиандезитами, аналогичными л
лам итчеиия.
В порфировых выделениях трахиандезито-дацитов наб
даются плагиоклаз, роговая обманка, биотит, редко кварц, их
новная масса микролитовая, гиалопилитовая, микрофельзитовая.'
31 В га. «Эволюция вучкппнзма X .<r>eiaicr;iini». Ташкент. 1979.
220
хиандезиты отличаются от трахиандезито-дацитов отсутствием в порфи-
ровых выделениях кварца и повышенным содержанием вкрапленников
темноцветных минералов, пилотакситовой структурой основной массы.
В Кумышканском грабене (приложение 12), доминируют породы
эффузивной фации. Здесь широко развиты покровы трахиандезитов
мощностью до 300 м, разделенные линзообразными прослоями вулка-
номиктовых песчаников (10—100 м). Общая мощность разреза по Пар-
кентсаю
(рис. 21) достигает 1320
м.
руч. Иишоаш
левый борт
В.Н. Ткачёвр Гушсаи
правый борт
ВИ Ткачёв
3-4
4
уч Нишбаш z
левый борт
В.Н Ткачев
У, У
водораздел
руч. Катковой
Сарыагач
СИ Задорина
р. Гугьдурама
ниже р. Актам
В.Н. Ткачёв
5Ж
Рис. 18. Схема сопоставления разрезов чипарит-дациг-трахмвндезптового
надакского комплекса в северо-западной части Лашкерекской вулкано-
тектоипчеекоп депрессии.
I — II подсинен, 1—4 — пачки.

На восточном продолжении вулканоструктуры, за Кумбельским
азломом, преобладают породы эффузивной и экструзивной фаций.
Е>оль пирокластических образований незначительна. Совместно с про-
221
слоями вулканомиктовых песчаников они разделяют потоки лав >
хиандезигов, трахиандезито-базальтов. Мощность эффузивов колс(,И
ся от 30 до 320 м. Общая мощность разреза 1040 м.	I
Экструзивная фация представлена Карангурским телом трахиЛ
дезитов субширотного простирания размером 0,5X3 км. СубвулкЛ
ческпе гппабиссальные интрузии диоритовых и кварцевых диорппЛ
порфиритов широко проявлены в западной части грабена. НаибЛ
крупные из них — изометричный Аксакатпнский шток (плои iJ
15 км2) и Паркентсайское тело 7X0,3—1,5 км.	1
Петрохимпчсски акчинский комплекс характеризуется как неза J
шейная серия повышенной щелочности (калинатровый тип, натри-Я
лиевый и кали-натриевый подтипы) и глиноземистости с непрерывм
распределением кремнезема в интервале 50,5— 65,0 вес. % и отчетлив
редукцией пород кислой группы. По содержанию главных породой
разующих компонентов ведущие типы пород комплекса хорошо корЛ
лируются с эталонами трахиандезитовых ассоциаций.
В породах комплекса устанавливаются повышенные по сравнен™
с кларком содержания золота, мышьяка, свинца, серебра. АкчиноЛ
вулканизм сопровождался интенсивной фумарольно-сольфатарноп д.и
тельностью, выразившейся в формировании в районах развития ко 1
лекса обширных полей вторичных кварцитов и пропплитов. К ним Л
носятся алунитоносные Алтынбель-Аксакатинская, Зимнаи-ТерекдЛ
ская, Акчасайская, Восточно-Алмалыкская, Гушсайская и Чилтенсь!
зоны. Кроме алунитов, к породам комплекса приурочены многочиелл
ные проявления золота и полиметаллов. По данным П. М. Анкудови
(1978 г.) первые часто сопряжены с эксплозивно-инъекционными брЛ
чиями, тела которых группируются вблизи центров извержении (A.nJ
лыкский грабен) и являются, характерным поисковым признаком 1
лотов минерализации
Московско-касимовский надакский липарит-дацит-
трахиандезитовый комплекс
Породы надакского комплекса относятся к числу наиболее шпр<>м
распространенных позднепалеозойских вулканогенных образован!
Чаткало-Кураминского региона. Они сосредоточены преимущественно!
Шаваз-Дукентском и Кумышканском грабенах, Лашкерекской депм
сии, но нередко выходят за пределы этих вулканоструктур, трассирЛ
зоны глубинных разломов меридионального простирания. Выходы 
известны также в фундаменте Чадакской депрессии.
На левобережье р. Чирчика (Кумышканскин и частично Шаваз-1
кентский грабены) вулканиты надакского комплекса находятся в J
новном в межлдречье Аксакаты и Нурекаты. а также в бассейне [ J
Реваште и хребте Контур. в верховьях руч. Беляуты. Менее значил и,
ные площади сохранились в верховьях Паркентсая, Заркентская (г<Л
Сейшах), Башкызылсая и Куракты. На правобережье Ангрена (пр
имущественная часть Шаваз-Дукентского грабена) комплекс распри!
ранен главным образом в нижних течениях р. Карабаша, Шаваза, Ах
чи, Гошсая, Карабах и Дукента, а на левобережье Ангрена (Лад.<
рекская депрессия) — в бассейнах р. Гхшсая, Лояка, Сегенека. Т. и
булака. Наугарзана, Сарыагача, Янгаклы, Четенды и Кашка. Отд ч
ные выходы надакского комплкеса сохранились в Алмалыкском на
боне, в нижнем течении Кандыр и Ничбаш на востоке, и па воторт 
лах между ручьями Кеджа, Каульды и Кызата— па западе. НезнЛ
тельные выходы его обнажены в бассейнах рек Чада к и Ризак.
222

За пределами республики па южных склонах Кураминского хребта
вулканиты выполняют Курусай-Джангалыкский и Алтынтопканский
вулкане тектонические грабены, а также сохранились в Адрасмапской
депрессии. Покровные образования падакского комплекса несогласно
с глубоким размывом залегают на вулканитах акчипской свиты, гра-
нитоидах кураминского комплекса и более древних породах. Перекры-
ваются с резким несогласием образованиями каржантауского комплек-
са. Сборы органических остатков определяют возраст комплекса в
пределах московского — касимовского веков (приложение 21). Абсо-
лютный возраст пород (калий-аргоновый метод, породы, САИГИМС,
ИГиГ АН УзССР) колеблется в пределах 288—310 млн. лет. В строе-
нии комплекса участвуют эксплозивная (игнимбритовая и пирокласти-
ческая субфации), экструзивная, эффузивная, субвупланическая гипа-
биссальная, субвулканическая близповерхностная, вулканомиктовая и
жерловая фации.
Образование вулканитов происходило в условиях трещинно-ареаль-
ного, в меньшей мере центрального типов извержения, что обусловило
преобладание среди вулканических построек линейных вулканов и вы-
жатых вулканических хребтов.
Состав пород изменяется от андезитов до липаритов с отчетливым
преобладанием андезитов, трахиандезитов, трахиандезитодацитов, ан-
дезито-дацитов. Липариты и липарито-дациты сохранились в основном
на северных склонах Чаткальского и южных склонах Кураминского
хребтов в Адрасмапской и Курусай-Джангалыкской вулканострукту-
рах.
Особенность строения разреза комплекса —- развитие обширных
। полей однообразных кристаллокластических пгнимбритов,
экструзивных куполов и лавовых потоков. При общей
тенденции к смене снизу вверх по разрезу продуктов эксплозивной
деятельности, состав чередующихся с ними эффузивных образований
остается относительно постоянным, колеблясь от трахиандезитов до
трахиандезпто-дацитов.
Наиболее полный разрез комплекса сохранился в Адрасмапской
мульде, где достигает, с учетом экструзивных куполов, 3000-метровой
мощности, в Чаткальском хребте — 1500—1800 м, на северных склонах
Кураминского хребта— до 1920 и. Характерно, что игнимбриты раз-
решаются обычно в субширотных грабенах, а экструзии и лавовые по-
крупных
гомодромной
токи — в структурах меридионального направления.
В центральной части Алмалыкского грабена на водоразделах меж-
ду р. Кенджа, Каульды и Кызата надакская толща представлена кри-
сталло- и литокристаллокластичсскими туфами и пгнимбритами андс-
•лт-дацптового состава (мощность около 200 м), вулканомпктовымп
конгломератами, гравелитами и песчаниками (мощность 120 м) в осно-
fl ни и.
В Лашкерекской вулкано-тектонической депрессии разрез вулкано-
венных образований резко изменчив по простиранию и осложнен мно-
гочисленными субвулканическими и экструзивными телами (приложе-
ние 16). Нижняя часть разреза комплекса имеет четырехчленное строе-
нье. Базальная пачка представлена вулканомпктовымп конгломерата-
ми, переслаивающимися с вулканомпктовымп песчаниками, алевроли-
I ками, реже гравелитами и доломитизпрованными известняками с остат-
ками кораллов, фораминифер и водорослей (верховья рр. Кашкасай,
I Надак). В правобережье истоков р. Надака мощность пачки около
I 240 м (рис. 18) На северных склонах Кураминского хребта в северном
«правлении отмечается постепенное замещение грубообломочного ма-
В ' риала тоекооб.юмокным. резкое сокращение базальных слоев в бас-
223
сейне Ташбулаксая п на водоразделе ручьев Кашка и Сарыагач. Hand
более представительный комплекс растений собран севернее в правы
борту р. Кандыр.
Вторая, третья и четвертая пачки (суммарной мощностью 315—
710 м) развиты в междуречье ручьев Сарыагач, по хребту Урюбель нз
бассейне Кочбулака, представлены преимущественно эксплозивной, ре
же эффузивной и вулканомиктовой фациями. Разрез состои т из часа
чередующихся андезито-дацитовых кристаллокластических псаммита
вых и пепловых туфов с лавами дацито-андезитов и андезитов. Мощ-
ность пирокластических горизонтов колеблется от 4 до 190 м, а эффу-
зивных — от 8 до 200 м. Вулканомиктовые песчаники встречаются в
виде линзовидных прослоев мощностью от 20 до 60 м. Далее в севере]
западном и северо-восточном направлении мощность перечисленных
пачек постепенно сокращается до полного выклинивания. В бассейны
рек Лояк, Кандырсай, Саурчи, Сегенек и Гушсай они фациально заме-
щаются монотонной мощной (около 800 м) толщей кристаллоида]
стических игнимбритов трахиандезитового и трахиандезито-дацитовога
состава. Наиболее крупные поля этих пород находятся в междуреш
Лояк — Наугарзан, занимая площадь около 20 км2.
Породы содержат значительное количество обломков интрузивны
и эффузивных пород (до 1,0 м в поперечнике), большинство вкраплен-
ников в них имеет пластический облик. Основная масса полустеклова-
тая, иногда фельзитовая, флюидальная. Обломки кристаллов представ-
лены андезином, кварцем, калишпатом, биотитом, роговой обманкя
редко авгитом, из акцессорных отмечены апатит и циркон.
Верхняя часть разреза комплекса, называемая верхненадакской под-
свитой, состоит из шести пачек, включающих покровную и секушуд
группы фаций. Первая пачка (мощность от 20 до 100 м) обнажена в
низовьях руч- Нпчбаш, в верховьях руч. Саурчи и вдоль правого би-
та руч. Гушсай. Она представлена вулканомиктовыми конгломератами.
сменяющимися вверх по разрезу гравелитами и песчаниками, изреды
(руч. Саурчи) известняками и известняковыми доломитами. Пачка (I
держит многочисленные остатки растений хорошей сохранности.
Вторая пачка (мощность 200—350 м) состоит из массивных бисти
товых андезитов, имеющих местами агломератовое строение. Выше 
разрезу лавы сменяются бомбовыми и пепловыми туфами андезитов. J
Третья и четвертая пачки сложены трахиандезито-дацитами, авд]
зитами и андезито-дацитами и, как оказалось, в действительности fl
ляются экструзивными образованиями Ничбашского купола.
Пятая и шестая пачки (мощность 80—160 м) развиты локально в
междуречье Ничбаш — Семгран вдоль Шаугазского надвига. Прев
ставлены вулканомиктовыми песчаниками (мощность 20 м) и пен.»-
выми туфами андезитов.
Экструзивная фация образована Гульдураминскпм, Гушсайским d
Ничбашским выжатыми куполами, находящимися на разных
уровни
эрозионного среза. Гульдураминская экструзия андезитов имеет разм
ры 0,8X2,5 км, вытянута в меридиональном направлении в соотвец
вии с простиранием Дукент-Гушса некого глубинного разлома, к koi
рому пространственно приурочена. Относится к наиболее глубоко Э]
дпрованным экструзиям комплекса.
Во вкраплениках андезитов этого тела устанавливаются оли
клаз—андезин, ортоклаз, биотит, кварц и пироксен, структура их ।
новной массы гиалопилитовая и криптопойкилитовая.
Гушсайский трахиандезито-дацитовый купол имеет близкую к и
метричноп форму, площадь его около 3.0 км2, приурочен к зоне
224
кентТушсайского разлома. В левом борту Гушсая хорошо виден его
переход в покровное залегание.
Ничбашский купол эродирован меньше Гульдураминского и Гуш-
сайского. Его покров распространен на площади около 2 км2, мощность
до 300 м. В основании сложен агломератами андезитов и андезито-да-
цпгов (правый борт Гушсая), в остальной части — трахиандезито-да-
цитами.
Субвулканическая близповерхностная фация развита в составе ком-
плекса достаточно широко. Наиболее представительные массивы (пло-
щадь до 6 км2) Янгоклыкский, Сегенекский, Кандырский, Бедренгет-
ский, Кайрагачский, Келенчакташский. Морфология тел различная:
пластовая, штокообразная и дайкообразная. Состав пород андезито-
вый, трахиандезитовый, трахиандезито-дацитовый. Периферические зо-
ны отдельных крупных массивов, чаще мелкие штоки, выполнены авто-
магматическими брекчиями. Мелкие субвулканические интрузии, разви-
тые в бассейнах ручьев Гульдурама, Четенды, Акташ, Сарыагач, Кув-
сай, Парак, Кашкасай, Надак вместе с крупным Янгоклыкским телом
контролируют дугообразные и кольцевые разломы Кашкасайской каль-
деры.
Форма тел дайкообразная с переходом в пластвое залегание, реже—-
штокообразная. Выполнены трахиандезитами, андезитами, их автомаг-
матическими брекчиями. Субвулканическая гипабиссальная фация раз-
вита в районе хр. Шамаджон, горы Келенчекташ и в верховьях Хкта-
ша, где представлена небольшими штокообразными и пластовыми те-
лами кварцевых сиенито диоритовых порфиритов. В центре Кашкасай-
ской вулканоструктуры образует ветвящиеся дайкообразные тела гра-
нодиорит-порфиров, которые вместе с субвулканическими близкопо-
верхностными интрузиями трахиандезитов трассируют кольцевой раз-
лом. Возможно к этой группе субвулканпческих образований комплек-
са принадлежат и некоторые более крупные тела, выделяемые на мно-
гих геологических картах под названием гранодиорит-порфиров гуш-
гайского типа.
В Шаваз-Дукешском вулкано-тектоническом грабене (приложение
15) комплекс начинается мошной монотонной толщей кристаллокласти-
ческих пгнимбрптов (рис. 19), по составу близких к наиболее кислым
разновидностям лоякскпх образований. В Акчасае Западном и Ок-Тоха-
насае опа сопровождается базальными конгломератами (мощность 10—
60 м) с прослоями туфопесчаников и алевролитов. Изредка в основа-
нии шнимбрптов наблюдаются литокристаллокластические туфы ан-
дезито-дацитов мощностью 50—130 м (Ок-Тоханасай, верховья Акча-
сая Западного, междуречье Карабаш—Шаваз). Один из линейных
магмовыводящих каналов игнимбритов вскрыт в правом борту Кызы-
| лалмасая, откуда протягивается в западном направлении на расстоя-
ние более 1 км.
В восточной части Шаваз-Дукентского грабена (междуречье Ду-
I кент— Карабау), в Карабауской мульде развита средняя часть разре-
I за комплекса. Она представлена чередующимися трахиандезитами,
1трахпандезпто-дацитами и андезито-дацитами эксплозивной, эффузив-
I ной и экструзивной фаций. В разрезе (общая мощность до 130 м) oi-
I метаются прослои вулканомиктовых песчаников, конгломератов, алев-
I ролитов, небольшие линзы известняков (рис. 20). Пачка содержит об-
I ширнып комплекс остатков растений. Туфы (мощность до 150 м) по
I размерности обломочного материала колеблются от псаммитовых до
I глыбовых.
Породы эффузивной фации (мощность 10—15 м) имеют, как прави-
Г|—7л2
225
Рис. 19. Схема сопостав и*нпя разрезов iiiiiapiiT-дацпт-грахнапдезиговло
надакского комплекса (нижняя часть) Шаваз-Дукецгекого вулкапо-
тектонического грабена.
ло, агломератовое строение. Экструзивные тела (тип излившихся
полов) приурочены к зоне Дукент-Гушсайского разлома,
в бассейнах р. Карабау и Дукента и представляют серию
щпхся купольных покровов, разделенных линзами пирокластичссм!
пород.
Одно из наиболее крупных экструзивных тел Дукентскос (тип и
жатых куполов) Вытянуто в меридиональном направлении па 6,5 J
занимает площадь около 12 км2. Представлено в основном тра.хиандрЛ
там» с линзами брекчиевых лав в основании. Периферические чаоИ
экструзии представлены средне- и крупнопорфировыми породами. |
центральные •— мелкопорфировыми.
Верхняя часть комплекса (мощность до 150 м) сохранилась лии
над Ду*ентским куполом на площади около 2 км2, представлена в «L
новном кристаллокластическими туфами липарито-дацитового состав-J
вулканомиктовыми песчаниками в основании.
Наиболее полный разрез надакского комплекса на территории р|
к]
обнажаю! ч
наела ива >
226
руч. Карабау
Рис. 2(1. Схема сопоставления средней масти р«ыр<мов лппарнт-дацпт-
грахиаидезлтового надакского комплекса в Карабауской мульде
экструзивного купона.
публики развит в районе пересечения Кумышканского грабена зоной
Дукент-Гушсайского разлома. Этот район охватывает междуречье Ак-
сакаты и Нурекаты, бассейны р. Повошаха, Беркаты, Реваште, Кара-
бузука, горы Сейшах и Карангур.
Базальные слои комплекса в этом районе обнажены в северо-запад-
ном обрамлении Кызылнуринской кальдеры и представлены пачкой
[рхбообломочных конгломератов, сменяющихся вверх по разрезу вул-
каномиктовыми песчаниками, гравелитами с прослоями известковистых
алевролитов и битуминозных известняков. На западных склонах г. Сей-
шах осадочная пачка содержит остатки растений. Общая мощность от-
ложений на небольшом интервале колеблется от 190 (горы Сейшах) до
331 м (Новошахсай).
Вхлканогенный разрез в одних местах района начинается породами
«плозивной фации (горы Сейшах, рис. 21), в других (бассейны р. Ак-
Ькаты, Реваште) — растекавшимися экструзиями.
Эксплозивную фацию представляют покровы кристаллокластиче-
гких игнимбритов трахиандезито-дацитового состава, местами фьямме.
Мощность игнимбритов колеблется от 195 (Новошахсай) до 450 м (Ра-
аашеай).
Экструзивная фация образована серией трахиандезитовых и
андезитовых куполов истечения (максимальный размер 1,7X2,5 км) и
выжатых куполов (размер наиболее крупного Мынжилкийского тела
1,5X5,0 км), трассирующих зону Дукент-Гушсайского разлома к югу и
;реру от его пересечения с Кенкольски.м разломом. Покровы куполов
стечения в виде горизонтов мощностью 100 -220 м налегают на игним-
»ршы, имеют в основании агломератовое строение.
Выше по разрезу они перекрываются «белесой пачкой» (мощность
227
2200
2000
1500
’ООО
500
рцч. Нирк^нтсий
Юбчиксим)
\!\1 wit ПГ Ц1
А.И. А.шфонон
t7bkr
шнсин Минора
АЛ. -}гафонов

Рис. 21. Слона Сопостав юнкя разрезок фундамента Кызы, шурин с коп кальдер!
Вулканогенные комплексы: 1—дацих-тракпандезп rouiaii ак'шпекнй. 11 - .пша| т
датрп трахпац ц?з1 новый на нкскнн. ill —трах ползал ьт-лпнарптовып равашс»
50 -80 м). представленной вулканомиктовымп песчаниками, алсврол
тами и гравелитами, на которых, в свою очередь, залегает пачка лип
рито-дацитовых игнимбритов колеблющейся мощности (по р. Реваш|
300 м, в верховьях Башкызылсая 480 м), прослаивающаяся лито.рр
228
сталлокластичсскими туфами липарито-дацитового и линаритового со-
става.
Верли разреза комплекса распространены вдоль северо-восточною
борта Кызылнуринской кальдеры и представлены в основном монотон-
ным горизонтом (мощность 300 м) трахиандезитов подстилаемым ма-
ломощным прослоем туфов трахиандезито-базальтов. Магмовыводящпй
канал этих образований размером 550X750 м находится в бассейне
р- Реваште.
Субвулканическая близповерхностная фация представлена различ-
ными изометричными штоками диаметром до 1.0 км и пластообразны-
ми залежами мощностью до 250 м, протяженностью до 10,0 км, сло-
женными флюидальными базокварцевыми липаритами и липарито-да-
дацитами, часто содержащими сферолитовые и сфсролоидпые обособ-
ления.
В Чадакском районе вулканиты надакского комплекса имеют все
признаки сходства с породами других участков. В основании разреза
(мощность 200 м) здесь залегают вулканомиктовые песчаники и алев-
ролиты с линзами известняков, выше которых располагаются лито-
кристаллокластические андезитовые и трахиандезитовые туфы. Разрез
толщи дополняется лавами такого же состава мощностью от 100 до
200 м. В бассейне Гузаксая обнажено несколько изометричных трахи-
андезито-дацитовых некков (жерловая фация) размером до 350X600 м
и Гузаксайскпй полуразмытып трахпандезитовый купол (экструзивная
фация) размером 0,5X1.1 км. Завершают разрез комплекса лапиллие-
вые туфы и ксенотуфы липаритов и липарпто-дацитов мощностью ог
5,0 до 100 м, чередующиеся с маломощными прослоями аркозовых пес-
чанннков. Общая мощность разреза около 400 м.
Главные петрохимические особенности надакского комплекса: 1) по
содержанию кремнезема породы укладываются в интервал 56,8—72,4
вес. %, 2) тип щелочности калинатровый и калиевый, 3) глиноземи-
стость пород среднего состава умеренная, кислых вулканитов — немно-
го повышенная. Ведущие типы пород комплекса по химическому со-
ставу вполне сопоставимы с важнейшими разновидностями типовых
трахиандезитовых ассоциаций.
В геохимическом отношении комплекс специализирован на свинец,
висмут, золото, молибден, мышьяк, сурьму и олово. Наиболее высоки,
содержания этих элементов характерны для пород экструзивной фации.
Рудоносность надакского комплекса определяетя пространственной
। связью с ним золоторудных объектов, локализующихся вблизи экстру-
зивных куполов.
Средне-позднекаменноугольный кызылсайский существенно
адамеллитовый комплекс
Комплекс включает гранитоиды, в практике геолого-съемочных ра-
бот (начиная с исследований Васильковского, 1952) обычно именуе-
мые «гранитами кызылсайского типа». В Кураминских горах на долю
I этих гранитоидов приходится не менее 60—70% площади Гавасай-Ча-
 дакского, Ашаба-Сарвакского, Кураминского и Карамазарского плуто-
нов (площадью соответственно 1000, 560. 400 и 250 км2). В Чаткаль-
I ских горах кызылсайские гранитоиды почти полностью слагают круп-2
ный Акбулакский интрузив (около 600 км2).
По форме это более или менее изометричные или овальные дискор-
I дантныс плутоны. Они прорывают практически все дошурабсайские
стратиграфические подразделения района, но в основном вмещающими
229
их породами являются раннекаменноу гольные кароонатные отложе
ния и вулканиты минбулакского комплекса.
Комплекс объединяет следующий возрастной ряд пород (от ранни
к поздним): 1) крупнозернистые порфировидные, амфибол-биотитовы
адамеллиты и гранодиориты — адамеллиты (главная интрузивная фя
за), 2) среднезернистые слабо порфировидныс амфибол-биотитовы
адамеллиты (первая дополнительная фаза), 3) мелко- и тонкозерни
стые резко порфировидныс амфибол-биотитовые адамеллиты и грани
ты — адамеллиты (вторая дополнительная фаза), 4) мелко-, средне-
крупнозернистые неравнозернистые местами пегматоидные биотитовы
и лейкократовые (аляскитоидные) граниты, 5) жильные породы 1 эта
па (мелкозернистые аплитовидные граниты, аплиты, пегматиты); жиль
ные породы II этапа: 6j кварцевые и кварцсодержащие диоритовые!
сиенито-диоритовые порфириты, 7) гранодиорит-порфиры, 8) адамет
лит-порфиры, 9) гранит-порфиры, 10) диоритовые лампрофиры (пре
имущественно спессартиты).
Крупнозернистые порфировидныс. адамеллиты наиболее распрострг
неннып тип пород комплекса. Помимо интрузивных тел, прорывающи
вмещающие осадочные и вулканогенные образования и более древни
интрузивные породы, они часто наблюдаются в виде различных по ра
мерам и форме блок-ксенолитов, погруженных в более молодые интру
зивные массивы. На контактах с вмещающими породами, в частност
с нижнекаменноугольными карбонатными отложениями, адамеллите
главной фазы местами образуют эндоконтактовую фацию слабо порфи
ровидных крупнозернистых гранитов, связанную с адамеллитами по
степенными переходами. Непрерывная дугообразная полоса таких гра
нитов шириной до 1,0 км прослежена почти на 12.0 км вдоль западной
контакта Акбулакского интрузива. В центральной части этого массива
(бассейн Саргордонсая) откартированы поля крупнозернистых амфм-
бол-биотитовых гранитов площадью до 5.0 км2, которые через проме-
жуточные фации гранитов — адамеллитов незаметно переходят к резко
порфировидным адамеллитам фации ядра главной фазы комплекса.
Здесь эти граниты также рассматриваются как образования краевом
фации, фиксирующие собой провесы ныне нацело эродированной кров-
ли интрузива.
Аналогичная картина наблюдается в Ашаба-Сарвакском интру-
зиве, где в бассейне Ризаксая и Сарваксая среди резко порфировидных
адамеллитов кызылсайского типа отмечаются участки слабо порфиро-
видных гранитов «псевдокызылсайского» типа (Л. Г. Лунина и др
1965 г.) размером от 0,2 до 7-5 км2.
Породы первой дополнительной фазы слагают несколько непра-
вильных по форме интрузивных тел среди адамеллитов главной фазы
и гранитоидов кураминского комплекса в Акбулакском и Гавасай-Ча-
дакском батолитах. Размер наиболее крупного тела около 5,0 км2. Те-
ла второй фазы дополнительных интрузий встречаются чаще и во всех
адамеллитовых массивах. Они формируют три морфологических типа
тел: 1) овальные и неправильные штоки размером до 6,0X2,5 км в бас-
сейнах Акбулака, Терса (верховья Куюксая), Гавасая (по его состав-
ляющим Кайнарбулаку, Бешташм, Джанганаку) и Сарваксая, 2) поло-
гие залежи мощностью до 0,2—0,3 км, развитые во всех массивах ха-
рактеризуемого комплекса, 3) дайкообразные тела до 8,0Х1,2 км, наи-
более характерно проявленные, по р. Сасывару и Кольчх шкенсаю.
По вещественному составу' породы дополнительных интрузий близ-
ки к гранитоидам главной фазы, характеризуются вариациями состава
от гранодиоритов до гранитов •— адамеллитов и гранитов с отклоне-
230
I пиями до граносиенитов при доминирукЛцсй роли адамеллитов. В со-
I став адамеллитов входят плагиоклаз калинатровый полевой шпат.
I кварц, биотит, роговая обманка, акцессорные апатит, циркон, ортит, мо-
I нацит, магнетит, сфен. Плагиоклаз имеет характерную прямую зональ-
I ность, в соответствии с которой состав минерала изменяется от кисло-
I го лабрадора, чаще среднего андезина в центральных частях зерен к
I среднему — основному олигоклазу и до кислого — среднего олигокла-
I за по их периферии. Калинатровый полевой шпат микро- и криптопер-
I тит (частью антипертит) представлен ортоклазом порфировпдных вы-
I делений и микроклином главной массы пород, содержащими 30—35%
I ал«битового пинала. Биотит темно-бурый, темно-коричневый со слабым
I красноватым оттенком. Коричневато-зеленый амфибол определяется
 как обыкновенная зеленая роговая обманка. Структура пород гипидио-
I морфнозернистая, призматическизернистая, местами монцонитовая, ос-
 дожненная мирмекитовой, пойкилитовой, микропегматитовой и грано-
I фировой (редкие интергранулярныс участки в тонкозернистах порфи-
I ровидных адамеллитах).
Породы следующей, четвертой фазы кызылсайского комплекса пред-
I давлены гранитами варьирующей зернистости и лейкократовости, на-
I званными Н. П. Васильковским гранитами шайданского типа (в пони-
В мании последнего как дошурабсайского образования). Обращает на
В себя внимание тесная пространственная связь этих гранитов с адамел-
I литами кызылсайского типа и их дополнительными интрузиями. Чаще
I всего они образуют небольшие изометричные или неправильные што-
Вкообразныс тела до 0,5 км2, однако почти в каждом из крупных пнтру-
I зпвных массивов комплекса встречаются и более крупные одиночные
1 тела площадью от 1,5 до 4,0 км2, как например, в устье Кольчушкен-
I сая- в бассейне Кайнарбулака, Ташлаксая и Чукурсая (составляющие
I Гавасая, Гавасай-Чадакскии батолит), тела бассейнов р. Торса, Сар-
 гордона и Акбулака (Акбулакский батолит), Кызылсу, Сарвака и Ри
кака (Ашаба-Сарвакский батолит).
Суммарная площадь гранитов этой фазы составляет лишь неболь-
шую часть от площади предшествующих подразделений комплекса.
[Состав их, несмотря на текстурно-структурные вариации, в большей
части массивов достаточно однообразен. Они состоят из микроклин-
пертита, альбит-олигоклаза и альбита, кварца. Из темноцветных мине-
I ралов отмечаются биотит и мусковит, а из акцессорных — магнетит,
[апатит, циркон, ортит, монацит, изредка флюорит. Структура гранитов
(отличается неустойчивостью, частой сменой участков гипидиоморфно-
[зернистого сложения, аллотриоморфнозернистыми, пегматитовыми и
микропегматитовыми. Эти главные типы структур часто осложнены
1 мпкрогранофировой и мирмекитовой.
Адамеллиты главной и дополнительных фаз, реже биотитовые и
иепкократовые граниты, пересекаются жильными гранитами, аплитами
и пегматитами, приуроченными к трещинам отдельности различной
ориентировки. Распределение жильных обособлений во вмещающих
Ианптоидах равномерное. Максимальные скопления жил приуроче-
ик к экзоконтактовым зонам крупных тел биотитовых и лейкократовых
гранитов, являются как бы саттслитами последних. В местах скопле-
ний жилы заполняют преимущественно пологие многоярусные трещи-
ш отдельности, создавая слоистое чередование в вертикальном направ-
лении жильных пород и вмещающих их гранитоидов. Мощность жил
вменяется от первых сантиметров до 0,5—2,0 м, реже до 6,5 м, про-
гкенность колеблется, от 5,0 до 250.0 м.
231
Среди жильных пород II этапа наиоолее важным по масштаб л
проявления (частоте встречаемости, мощности и протяженности) ч,J
ном лайковой группы являются адамеллит-порфиры. Подчиненное р
пространение в соответствии со значением предшествующих дайка
пород фазовых подразделений комплекса получили дайки более 11
новного (диоритовые порфириты и лампрофиры, гранодиорит-порфир-!
и более кислого (гранит-порфиры) состава.
Особенности вещественного состава даек и их возрастная поза!
в ряде мест, в частности в бассейнах р. Акбулака и Культушкана, J
сомпенно, указывают на их принадлежность к кызылсайскому кг и
лексу. Однако в других районах Чаткало-Кураминских гор в связи!
отсутствием четких классификационных признаков они не всегда я
деляются от даек и дайкообразных тел внешне сходных с ними г г
нитот-порфиров более молодых магматических ассоциаций, пре; с
всего от даек куюндинского комплекса и даек гушеайского типа, пр
ставляюшйх, по- видимому, корневую систему вулканических пок|
вов и экструзий и собственно субвулканические тела.
О значении даек в составе кызылсайского комплекса можно судл
на примере Акбулакского лайкового пояса, приуроченного к запад !
му контакту одноименного интрузива с вметающими породами. II i-
рпна пояса около 15,0 км, протяженность почти 55 км. Он описывм
все более или менее значительные изгибы контакта интрузива, чей
следует и большинство составляющих его даек. Внутри пояса наб!
даются отдельные участки концентрации главным образом внутри и i
рузивных тел рассматриваемого комплекса
и участки разряжен
обычно среди вмещающих карбонатных и вулканогенно-осадочных и
коплений ранне- и среднекарбонового возраста и интрузивных пора!
ваний среднекарбонового комплекса. Па участках сгущения дайки ч
сто внедряются вплотную друг к другу, почти полностью вытесл
вмещающие породы. Лйощность даек колеблется от 0,5 до 30,0 м, м
тяженность достигает 5,0 км-
Химический состав ведущих фазовых подразделений кочп.ж!
весьма устойчив. Их адамеллитовый состав подчеркивается кола!
ниями кремнезема в пределах 66—70% (в среднем 69%) и J
вольно высоким суммарным содержанием окислов натрия и калия
среднем составляющим 8,0%. Тип щелочности калинатровый, подтип]
натри-калиевый.
Характерная особенность нормативного состава адамеллитов — 1
значительное, но обязательное преобладание альбита над ортоклазов
пониженное (19—24%) по сравнению с модальным содержание кв
ца. В биотитовых и лейкократовых гранитах наблюдается (по срац
нию с адамеллитами) некоторое возрастание содержаний кремнезеи
натрия и калия, но характер соотношения щелочей остается таким г
нормативного ортоклаза немного больше альбита, а количество кви
меньше его модальных значений .Общая железистость характеризуй
средними величинами (в целом по комплексу 56%). Глубинность и
мирования кызылсайских гранитоидов определяется как мезоабисся
ная (постоянное присутствие в адамеллитах мирмекита, низкое сся
жание в гранитах окиси кремния, нс превышающее 74 вес. %, выс I
концентрация альбита в калинатровом полевом шпате).
Комплекс имет положительную геохимическую специализацию 1
свинец и цинк, мсталлогеническая реализация которой выражена ~р
уроченностью к нему скарново- и гидротермально-полимсталличс 1
рудопроявлений. В бассейне р. Акбулака устанавливается точная м
•232
растная засечка полиметаллического оруденения: рудные тела оыли
сформированы в промежутке между образованием связанных с кызыл-
сайским комплексом даек адамеллптовых и гранитовых порфиров.
Для определения геологического возраста кызылсанского комплек-
са решающими являются следующие соотношения: 1) наиболее позд-
ним прорываемым кызылсайскими гранитоидами членом верхнепалео-
зойского разреза региона являются образования средне-верхнекаменно-
угольной надакской свиты, а из интрузивных пород — гранодиориты
средне-карбонового кураминского комплекса, 2) сами кызылсайскче
грани гоиды прорываются породами позднекаменноугольнораннеперм-
ского куюндинского комплекса, 3) галька их содержится в конгломе-
ратах сакмарской шурабсайской свиты. Изложенное ограничивает воз-
раст комплекса рамками среднего — позднего карбона (послекарама-
зарскнй, но докуюпдинский). Калий-аргоновые датировки также укла-
дываются в рамки среднею — позднего карбона (большинство значе-
ний находится в интервале 292—323 млн. лет, калий-аргоновый метод,
биотиты, ПГЕМ АП СССР. САИГИМС).
Позднекаменноугольный каржантауский трахиандезит
трахилипарито-дацитовый комплекс
Каржантауский вулканогенный комплекс наиболее полно проявлен
в горах Каржантау, где выполняет одноименную вулкано-тектониче-
скую депрессию (приложение 10). Незначительные выходы комплекса
обнажены юго-западнее Каржантау в гряде Карачатау и в массиве Али-
зар по левобережью р. Чирчика. На северных склонах Чаткальского
хребта он локально сохранился в Майдантальской мульде проседани.1
(приложение 11, слияние ручьев Ташкесксн и Терекли, верховье Кара-
арчасая, Азалсай, плато Майдантал). В Кураминском хребте он выде-
лен в Адрасмапской вулкано-тектонической депрессии (ТаджССР).
Возраст каржантауского комплекса пока нс имеет полного палеонтоло-
гического обоснования. Стратиграфическое положение сто определяется
сзедующими геологическими данными: он с несогласием залегает на
мпнбулакских, а за пределами республики на надакских вулканитах,
перекрывается и прорывается образованиями оясапского комплекса. Оп-
ределения абсолютного возраста по липарито-дацитовым игнимбритам,
трахитам и базокварцевым липаритам дают 293—298 млн. лет (калий-
Iаргоновый метод, ИГЕМ АН СССР), что соответствует геологическим
I данным.
В сложении комплекса участвуют трахибазальты и трахиандезито-
базалъты, трахиандезпты, трахидациты, и трахилипарито-дациты, тра-
I м,липариты, трахиты- монцонит- и сиенит-порфиры, кварцевые сиенит-
[порфиры. Доминируют трахидациты, грахилипарито-дацпты и трахпан-
дезито-базальты, составляющие в общем не менее 80% объема комп-
[ представленной игнимбритовой (пирокластические потоки) и туфовой
субфациями, затем эффузивная, экструзивная, вулканомиктовая, лаха-
роаая, субвулканических близповерхностных и гипабиссальны.х интру-
!1Ч.
Породами настоящего комплекса сложено два крупных стратовул-
кана - Каржантауский диаметром то 60 км и Мандаитальский (хр
[ Чаткальский) размером не менее 25 км в поперечнике.
Особенность строения комплекса — пятикратное чередование
юмодромпых групп пород (рис. 22), в каждой из которых-ранние под-
разделения сменяются вверх по разрезу более кислыми. Характерно,
233
234
что нижний ритм наиболее полный, практически непрерывный, все
последующие — прерывистые, местами даже контрастные.
Разрез комплекса начинается с базальных вулканомиктовых или
известняковых конгломератов мощностью от 100 до 170 м, сменяющих-
ся вверх по разрезу вулканомиктовыми песчаниками и алевролитами с
прослоями и линзами известняков общей мощностью 100—200 м. Вул-
каномиктовые песчаники и туфопесчаники отмечаются по всему раз-
резу (мощность 10—200 м). По мере приближения к ареалу центров
извержений вулканов количество и мощность прослоев постепенно
уменьшаются вплоть до полного их выклинивания. Лавовые потоки ха-
рактерны главным образом для основания разреза комплекса. Они
знаменуют начало вулканического ритма (рис. 23) и в пространстве
приурочены к прижерловой зоне стратову'лканов. Состав потоков раз-
личный.
В Каржаитауской вулканоструктурс отмечается 5 потоков трахиба-
зальтов мощностью от 20 до 70 м. Выше по разрезу появляются тра-
хиандезито-базальты (2 4 потока) мощностью от 25 до 100 м.
Во вкрапленниках трахибазальтов и трахиандезито-базальтов наблю-
даются титанистый авгит и эгирин-авгит, красновато-коричневый ам-
I фибол керсутигового облика и обыкновенная роговая обманка, плагио-
I клаз андезин-лабрадорового состава, калишпат, изредка (в трахиба-
[зальтах) встречаются псевдоморфозы хлорита, карбоната и серпентина
по оливину. Основная масса пород состоит из лейст-калишпата и пла-
гиоклаза, часто полустекловатая, характеризуется комбинированными
I пилотакситовой, микролитовой, трахитоидной и витрофировой струк-
I турами.
Лавовые потоки трахитов завершают первый ритм в Майданталь-
I л<ой мульде и второй ритм комплекса в Каржантау. В порфировых
I выделениях трахитов отмечаются калишпат, нацело серпцитизирован-
I тый плагиоклаз и красновато-бурый биотит, погруженные в трахитоид-
I дю, часто гиалопилитовую основную массу. В кровле и подошве ла-
вовых потоков наблюдается агломератовая оторочка, варьирующая по
 мощности от первых метров до первых десятков метров.
В последующих ритмах лавовые потоки единичны, в Каржантау-
I стой депрессии они отвечают по составу' трахиандезитам, трахиандези
Ио-дацитам (мощность 20—50 м), базокварцсвым трахилппаритам
(мощность до 100 м). В последних на фоне флюидальной основной
 массы фельзитового сложения хорошо заметны порфировые выделения
ссрицитизнрованного плагиоклаза и более редких калишпата и муско-
I визированного буровато-коричневого биотита. В Майдантальской
 ьульде в последующих ритмах проявлены трахиандезито-базальты,
Ирюиандезиты, редко трахидапиты (мощность от 20 до 150 и).
Туфовая субфация эксплозивной фации распространена по всему
 разрезу комплекса. В ннжней его части (первый и второй ритмы) раз-
1 виты грубообломочные туфы трахиандезито-базальтового, трахианде-
I [итового и трахитового состава, образующие горизонты мощностью от
 15 до 220 м, а в средней и верхней — мелкообломочные, до пепловых
винтовые, липарито-дацитовые и кварцевотрахитовые туфы мощно-
Кгьо от 50 до 190 м. Изредка среди туфовой субфации встречаются
 всенотуфы, содержащие обломки подстилающих комплекс пород.
I Игнимбритовая субфация развита шире туфовой, обычно завершает
вулканические ритмы. Представлена многочисленными пирокластиче-
Kjhimii потоками преимущественно трахидацитового, трахилппарито-
 дацитового, реже трахитового или кварцево-трахитового составов.
 Мощность горизонтов зависит от близости к центрам извержения и ко-
235
236
рич Акпирикси
Ц 11 Kup Kflf и
ЛН llf>p,uniuti a
eu. jupti t, V't
p-p G.iiuHinaatiH
и 1 ютпашеии
[(. Г/. Кирмисв^ 0
рич. К ар маиса и
li.ll Кармам
2250.-
2000
CXFMA Г'АЗМЕЩЕНИЯ PA3FJF30B
1750 -
1600 ~n
1250-
1000-
750-
300-
pi,ч. Кикпакюй
В.П Киржаеа
>7 // Ниргнтон
рцч. /1л барха нсаи
M.A. Аникин
pif't- Ли IIP
№
рцч. Аиганднсай
250-
C.srp-CiV, и
Маа ии Ал илар
Ю.Х. /1л ip щл ши
is
рич.
Ицлакч/
UJupKpaMUt hi
МА. Ан а к он

рцч.
/?./Z Кир
^_9al
ot),pipa i.-{t!A/f.p
KapaxuHCfiti
и Ay.utff)/
)/’. У им
H Царги moa
ткипы' рцч.
Кирам,'^ч'пт
fi,H, kopiKtivti
^нерховы' pip:.
fi.au
Ка рак и л
Cjb mb
v.fzVi/l Ю шлеи и
H fl. К up кпнц
CjSrp-CjbjW
леблется от 25 до 200 м. Породы содержат многочисленные фьямме,
состоят из обломков кристаллов плагиоклаза, калишпата, биотита, об-
ломков кислых пород стекловатой основной массы.
Кристаллокластические игнимбриты характерны для верхней
части разреза комплекса. Состав их колеблется от трахилипарито-да-
цитов до трахидацитов, а максимальная мощность достигает 300 м.
Среди обломков кристаллов наблюдаются калишпат, плагиоклаз, био-
тит, кварц, роговая обманка, состав обломков пород соответствуют да-
цитам и андезитам.
Лахаровая фация проявлена в различных ритмах комплекса. Пред-
ставлена туфоконгломерато-брекчиями, состоящими из остроугольных
и полуокатанных обломков пород размером 10—40 см, реже 1—2 м.
Цементом служит мелкообломочный агрегат, в котором иногда отме-
чается примесь литокрнсталлокластического туфа. В первом вулкани-
ческом ритме материал лахар состоит в основном из трахиандезито-
базальтов и трахибазальтов. Мощность горизонта в верховьях Кара-
арчасая (хр. Чаткальский) составляет 50 м, а по Шурабсаю (хр. Кар-
жантау) — около 30 м В четвертом ритме в Каржантау (междуречье
Карабау — Четкаржан) в лахаровых образованиях обломки представ-
лены трахидацитами, липарито-дацитами, а в цементе доминирует пи-
рокластический материал. Мощность горизонта 40 м.
Вулканические купола истечения (экструзивная фация) проявлены
в Каржантауской и Май.чанта льской вулканоструктхрах. Наиболее
крупный из них (1,5 км в диаметре) с лавовым потоком мощностью
около 200 м сохранился в массиве Ализар, где представлен трахианде-
зитами. В других местах распространения комплекса небольшие экст-
рузивные купола сложены в основном трахилипарито-дацитами. Жер-
ловины и некки концентриру ются на относительно небольших площа-
дях, образуя ареалы центров извержения. Один из них приурочен к
северо-восточному борту Каржантауской депрессии, где на площади
13 км2 сосредоточено 12 магмовыводяших каналов, второй — в север-
ной части Майдантальской мульды. Форма жерловин преимущественно
овальная, размер в поперечнике до 500 м. Они часто сообщаются с по-
кровными фациями, выполнены трахибазальтами, трахиандезито-ба-
зальтами, трахитами. Пекки- сложенные игнимбритами и туфами трахи-
дацитового и трахилипарито-дацитового состава, имеют округлые очер-
тания, размеры их от 150 до 600 м. Исключение составляет Джурека-
тинский некк на северных склонах Каржантау, достигающий в попе-
речнике 1,2X2 км. Он выполнен эруптивной брекчией и лавами базо-
кварцевых трахилипаритов, в меньшей степени — трахитами.
Субвулканическая близповерхностная фация представлена силло-
образными телами трахибазальтов, трахидолеритов и трахиандезито-
базальтов (мощность от 10 до 150 м, протяженность до 4 км), тяготею-
щих в основном к нижней части разреза Каржантауской мульды. Ино-
гда пластообразные тела трахилипарито-дацитов и трахидацитов мощ-
I вестью до 100 м отмечаются в верхней части комплекса. В Майдан-
тальской вулканоструктуре эту фацию характеризуют штокообразные
I субвулканические тела (диаметр 0,2—1 км) трахилипарито-дацитов.
Фация субвулканических гппабиссальных интрузий образована
штокообразными телами, развитыми в основном в пределах ареалов
центров извержений комплекса и коническими дайками, обрамляющи-
ми, в частности, Майдантальскпй стратовулкан, а также дайками, не-
i редко сопровождающими штокообразные интрузии.
Площадь штокообразных тел колеблется от 0,2 до 1,75 км2, сложе-
ны они лейкократовыми монцонит-порфирами, кварцевыми сиенит-пор-
237

фирами и сиенит-порфирами. В эндоконтакте некоторых тел (верховь
Аугандасая и Каракузысая в Каржантау) отмечаются автомагматичн
ские брекчии. Монцонит-порфиры состоят из вкрапленников платно
клаза, ортоклаза, роговой обманки и биотита, микропризматическизер
нистой, участками гранофировой основной массы. Мощность даек ко
леблется от 3 до 25 м, протяженность от 800 м до 3,0 км. По составу
среди них выделяются диабазовые порфириты, сиенит-порфиры и квар-
цевые сиенит-порфиры, гранит-порфиры.
По разнообразию составов, участвующих в строении отдельных го-
модромных ритмов, каржантауский комплекс близок к минбулакскому,
как и он, сформирован непрерывной серией пород от трахибазальтов дс
трахилипаритов и трахитов. Кислые п щелочные дифференциты комп
лекса (трахплипарпто-дациты, трахилппариты, кварцевые трахиты и
трахиты) по существу нс отличаются от одноименных минбу лакских
вулканитов —- это породы повышенной глинозе.мистости, железистости
в калиевого типа щелочности. Трахибазальты, трахиандсзито-базаль
ты, трахиандезиты, трахиандезито-дацпты и трахидациты по многим
важным нейрохимическим показателям также вполне сопоставимы т
одноименными вулканитами минбулдкского комплекса, но содержа!
меньше калия (вес. %), обычно подчиненного концентрациям натрия,
т. е. характеризуются калпнатровым типом (кали-натриевым подтипом)
щелочности. При этом соответствхющпс им по основности породы уб
вулканических интрузий обычно более щелочные (относятся к ка.тиеви
му типу щелочности).
От типовых трахибазальт-трахпандсзит-трахплипарптовых ассоциа-
ций комплекс отличает повышенная глиноземистое!ь, свойственная
всем составляющим его разностям пород (в том числе и трахитам).
Тип акцессорной минерализации галеннт-апатнт-флюоритовый. И
элементов примесей, содержания которых в породах каржантауский
комплекса превышают кларковые, укажем фтор, висмут, свинец, мо-
либден, золото, серебро, вольфрам. Рудопосность комплекса опреде-
ляется пространственной связью с ним флюоритовой, реже полиметал-
лической и серебряной минерализаций. Весьма интересна в этом отно
шепни Майдантальская мульда проседания в полосе перекрытия вулка-
нитами каржантауского комплекса некоторых оперяющих зон Кенколь
ского разлома- В отдельных горизонтах вулкано.миктовых песчаников и
алевролитов Каржаитауской вулнаноструктуры установлены представ-
ляющие интерес содержания алюминия и фосфора эксгаляцпонно-оса
дойного типа.
Позднекаменноугольно раннепермский куюндинский
монцогранитоидный комплекс
Включает группу интрузивных пород которые при геологических
картировании Чаткало-Кураминских гор принято называть граниюида-
ми куюндинского, «псевдокызылсайского» и гранитами кенко.тьскоп
типов, а также некоторую часть широко понимаемой группы грани
тоид-порфиров гушсайского типа. Первые три типа по существу' разных
названия эквивалентных пород в различных местах региона. Что ка-
< астся гранит опд-порфирив гушсайского типа, то к характеризуемом
комплексу отнесены только те тела из этой группы пород, которы*
прорывают гранитоиды куюндинского (кенпольского) типов, но при
этом являются дошурабсайскими образованиями.
Комплекс образует несколько довольно больших интрузивных мас-
сивов, но в основной массе это некрупные тела, малые интрузии. Мои
Дологически они диагностируются как линейные трещинные тела и шп>
238
кп, формирование которых происходило на фоне возрастающей консо-
лидации района их распространения, ограниченного главным образом
рамками южной половины Чаткало-Кураминского региона, включаю-
щей осевую часть и южные склоны Чаткальского хребта, Кураминский
хребет и горы Каржантау, т. е. собственно Кураминскую структур-
ную подзону. Здесь он является одним из распространенных ком-
понентов Гавасай-Чадакского. Ашаба-Сарвакского и Кураминского ба-
толитов, участвует в строении Иерташского (площадь 27 км2) и Кат-
та-3 игреке кого (10 км2) массивов, слагает многочисленные мелкие те-
ла на площади между указанными крупными плутонами. Некоторые
одиночные интрузии выходят за пределы Кураминской зоны в сосед-
нюю Чт кальскую, где располагаются в непосредственной близости к
первой, в переходной между этими зонами полосе. Это Чепташский
кольцевой интрузив в западной части Чаткальского батолита и линей-
ное тело междуречья Арпапая-—Кошмансай в юго-западном его окон-
чании.
Вмещающие породы — карбонатные отложения нижнекаменно-
возраста, осадочно-вулканогенный разрез
и субвулканичс-
угольного
скне образования среднего и верхнего карбона, интрузивные породы
кураминского и кызылсайского комплексов, соотношения с которыми
всегда отчетливые, сопровождаемые краевыми порфировыми фациями
со стороны куючдински.х образований, что указывает на несомненно бе-
лее молодой возраст последних.
Схема возрастной последовательности формирования комплекса (от
ранних пород к поздним) следующая: 1) мелко- и среднезернистые сла-
бо порфировидные амфибол-биотитовые кварцевые монцодиориты, 2)
среднезернистые неравномернозерниегые амфибол-биотитовые кварце-
вые монцодиориты и монцогранодиориты, 3) мелкозернистые амфпбол-
биотнговые кварцевые монцодиориты и монцогранодиориты, 4) крупно-
и срсднезернпстые порфировидпые (час то с гигантокристаллами поле-
вого шпата) и слабо порфировпдные, местами трахитоидные амфибол-
биотитовые адамеллиты и граносиениты, 5) мелко- и среднезерннстые.
порфировпдные биогиговые и лейкократовые граниты, аляскиты, б)
онко- и мелкозернистые резко порфировидпые амфибол-биотитовые
кварцевые монцодиориты, монцогранодиориты и монцогранодиорит-
тюрфкры, 7) тонко- и мелкозернистые резко порфировпдные амфибол-
биотитовые адамеллиты и граносиениты, адамеллит- и граносиенит-пор-
фиры, кварцевые сиенит-порфиры, 8) тонко- и мелкозернистые резко
профнровидные амфибол-биотитовые и существенно биотитовые грани-
ты и гранит-порфиры. Каждое из трех последних подразделений пред-
ставляет объединенное образование из 2—3 последовательных импуль-
сов пород близкого или тождественного состава, хорошо фиксируемых
резкими контактами и признаками относительной разновозрастное™. В
краевой части тел обычно хорошо заметна зона закалки шириной до
первых метров, реже первых десятков и соген метров.
Пороты первых трех фаз различающиеся лишь текстурным рисун-
ком, наиболее характерны для той части комплекса, которую многие
геологи относят к куюндинским или кенкольским гранитоида.м. Основ-
ная масса кварцевых монцодиоритов и мопцогранодироитов сосредото-
чена в северо-западной и центральной частях Гавасай-Чадакского ба-
толита. В водораздельной части Кураминского хребта в верховьях
,р. Камчик, Куюнды, Айгырбайгал и др., стекающих к северным и юж-
ным подножьям, находится самое крупное поле распространения куюн-
динскнх гранигоидов, расчлененное на ряд интрузивных тел пермо-
ирпасовыми (?) магматическими образованиями. Наиболее значитель-
239
ные тела — Куюндинское (около 50 км\ вытянуто в северо-западное
направлении на 17 км при ширине до 5,0 км), Яккаарчинское (изомет!
ричный шток 5,0X5,0 км в верховьях Тепали- и Улуглисаев, район
ур. Бетегалик), Культушканское (вытянуто вдоль левого и право, J
бортов р. Ангрена на 12,5 км при ширине до 2,5—3,0 км), Тавушкуй-
динское (вытянуто вдоль Тавушкуйдысая, левого притока р. Ангрен!
на 13,0 км при ширине до 2,0 км). Аналогичными породами занята
примерно */з площади Иерташского массива на южных склонах Чат!
кальского хребта и тело, пересекающее верховья правых притоков Га-
васая — Араб, Араван, Биркина и Торс (вытянуто в северо-западно!
направлении на 8 км при ширине до 2,5 км). С приближением к м
тактам с вмещающими породами монцогранитоиды в зоне шириной Дл
нескольких десятков, реже первых сотен метров, становятся, как при
вило, заметно более мелкозернистыми, часто преобразуются в порЫ
ровые породы, что указывает на небольшие глубины их формирования!
Внутренее строение тел неоднородное: среди господствующих квам
цевых монцодиоритов и монцогранодиоритов, в том числе и их порфин
ровых разностей, отмечаются участки, в которых эти породы пост!
пенно переходят в кварцевые сиенит-порфиры и монцонит-порфиры. I
В сложении кварцевых монцодиоритов и монцогранодиоритов уча-
ствуют плагиоклаз, калинатровый полевой шпат, кварц, биотит, рог -
вая обманка, акцессорные титано-магнетит, сфен, апатит, циркон, м
тит, флюорит. Содержания плагиоклаза и калишпата примерно равна
а биотита всегда больше, чем роговой обманки. Плагиоклаз предста!
лен нормально зональным плагиоклазом порфировидных выде.теня
(средний — основной андезин во внутренних зонах и основной олнп!
клаз в периферических), слабо зональным основным олигоклазом там
ной массы. На границе калишпата в плагиоклаза изредка отмечаск!
роклин-пертитом порфировидных выделений (альбитового компонент:
от 25 до 40%) и криптопертитовыми ортоклазом и микроклином глав
ной масы. На границе калишпата и плагиоклаза изредка отмечаете!
немного тонкозернистого мирмекита. Биотит темно-бурый, темно-м
ричневый, до черного. Роговая обманка обыкновенная зеленая (травя
но-зеленая. часто с синеватым оттенком). Характерно повсеместн!
срастание биотита с амфиболом и наличие в последнем реликтов мои
клинно.о пироксена. Местами роювая обманка уралитовая (волок»
сгая), но также содержащая реликты пироксена. Наиболее раепм
страненныс типы структур — гипидиоморфнозернистая, призматичео|
зернистая и монцонитовая.
Амфибол-биотитовые адамеллиты и граносиениты распространен
ограничено. Наиболее значительные их выходы установлены в Ашаб!
Сарьакском (линейные тела северо-западного и северо-восточного пр!
стирания в междуречье Сарвак— Рпзак и северной части массива р!
мером до 9,0X3,0 км), Гавасай-Чадакском (неправильный шток пи
щадью около 20 км2 в бассейнах р. Сансалака и Кандагана, прим
тактовое тело северо-восточного простирания размером 5,0X1,0 1 if
юго-восточной оконечности массива, изомстричнып шток площа.1 <|
2 км2 в среднего течение Кенколсая, тело 9,7X2,7 км, вытягивающееся!
северо-восточном направлении от Курноссая через Самсаглысач I
Акырчасай до русла Гавасая) и Кураминском (небольшое штокоя
разное тело верховьев р. Сарыташа) батолитах. Несколько незн.т!
тельных по масштабам тел (не более 1,5 км2) этих пород известно 1
юго-западном окончании Кураминского хребга, в Алмалыкском pan
не. В Чаткальских горах породами этой фазы сложено почти замкл
тое периферическое кольцо Чепташского интрузива общей площпч
2,0 км2
2*0
Главной разновидностью среди них являются адамеллиты, часто

включающие расплывчатые пятна пород гранитового и граносиенитово-
го, реже более меланократового (кварцевые сиенито-диориты, монцо-
гранодиориты) составов и характеризующиеся неустойчивым текстур-
ным рисунком. В краевых частях тел наблюдаются постепенные пере-
ходы к более мелкозернистым, криптовым и трахитоидным фациям. По
набор) породообразующих и акцессорных минералов адамеллиты и
связанные с ними гранитоиды соответствуют породам предыдущих фаз
комплекса, отличаясь от них большей лейкократовостью (повышенным
содержанием кварца, резким преобладанием в полевошпатовой состав-
ляющей калишпата над плагиоклазом, меньшим количеством темно-
цветных). Плагиоклаз имеет несколько пониженную по сравнению с
монцогранитоидами основность, варьируя от среднего андезина в зонах
ядра зерен до кислого — среднего олигоклаза в окаймляющих зонах.
Среди калинатрового полевого шпата (микро- и криптопертит) уста-
навливаются зерна ортоклаза (содержание альбита 22—29%) и решет-
чатого микроклина. Биотит и роговая обманка (с реликтовым пироксе-
ном) по оптическим свойствам совпадают с таковыми монцогранитои-
дов ранних фаз комплекса. Структура адамеллитов гипидиоморфнозер-
нистая с участками монцонитовой и редкой интергранулярной микро-
пегматитовой (содержание кварца 41,2%).
Граниты следующей фазы формирования комплекса устанавливают-
ся в тех же массивах, что и породы предыдущих фаз, пространствен-
но тяготея к последним. Самые большие тела гранитов обнажаются в
северо-восточной части Иерташского (линейное, 6,0Х1,5 км) и Катта-
Зигрекском (изометричпое, 7,0 км ) массивах и в северо-западной и
западной частях Гавасай-Чадакского батолита (субширотное, 4,ОХ
1.0 км, междуречье Ташлаксая и Караташсая — левых притоков р. Ан-
грена, субмеридиональные, 4,ОХ 1,5 км и 3,ОХ 1,0 км соответственно в
левом борту' Кандагансая и правом борту' Сансалаксая, неправильное
вытянутое в северо-западном направлении, 3,8X0,5 км, междуречье
правых притоков Гавасая — Терса и Кайнарбулака, 4,0X2,0 км в пра-
вом борту Сасыварсая). Менее значительные штоки и дайкообразные
тела гранитов развиты в бассейнах р. Ирыкуль, Кольчушкен, Суюксу,
междуречье Кенкол — Сасывар, в верховьях Кайнарбулака и других
местах Гавасай-Чадакского плутона. Несколько небольших тел пло-
щадью до 1,3 км2 известно в Ашаба-Сарвакском (восточная часть) и
Кураминском (северо-восточная часть) батолитах.
В периферической зоне гранитовых тел обычны неширокие (первые
метры и десятки метров) мелкозернистые и порфировые фации, рас-
сматриваемые в качестве краевой зоны закалки. Отдельные тела грани-
тов имеют порфировую структуру’ по всей своей мощности (до 600 м),
как например, тело северо-восточного окончания Иерташского массива.
В состав гранитов входят криптопертитовый калинатровый полевой
шпат, слабо зональный основной олигоклаз и альбит-олигоклаз, кварц,
|тсмно-бурый до темно-коричневого биотит, акцессорные титанистый
I магнетит, сфен, ильменит, апатит, циркон, флюорит, турмалин. Часто в
1внде единичных зерен встречается травяно-зеленая роговая обманка.
Структура гипидиоморфнозернистая, пегматитовая (содержание квар-
ка 39—42%). В порфировых фациях наряду' с доминирующей алло-
|трпоморфнозернистой часто отмечаются участки гранофировой струк-
туры.
Позднейшие фазы комплекса, представленные резко порфировидны-
|мп мелко- и тонкозернистыми гранитоидами и гранитоид-порфирами
I различного состава, в пределах Курамппской зоны имеют региональ-
IC, 702
241
ное распространение. Обычно эти породы именуют гранодиорит- и гра-
нит-порфирами гушсайского типа, но некоторые из них, в частности
мелкозернистые резко порфировидные разности с гигантокристаллами
полевого шпата и криптового строения, иногда называют гранитоида-
ми куюндинского типа. Как куюндинские определяются тела порфиро-
видных граносиенитов, граносиенит-порфиров и кварцевых сиенпт-пор-
фиров.
Сиенитоидная ветвь поздней группы пород, возможно, во времени
несколько обособлена и является самостоятельным возрастным под-
разделением комплекса, но за неимением данных о соотношениях их с
гранитоид-порфировыми телами они рассматриваются в числе послед-
них.
В целом в ряду резко порфировидных гранитоидов и порфировых
пород, завершающих куюндинский комплекс, повторяется эволюция
предшествующей группы гранитоидов. Между ними наблюдается боль-
шое петрографическое и петрохимическое соответствие, что еще раз
подтверждает принадлежность тех и других к единому комплексу а
позднюю группу гранитоид-порфировых интрузий позволяет рассмат-
ривать как второй, заключительный ритм формирования комплекса, в
котором воспроизведена вся его предыдущая магматическая история. 1\
наиболее распространенным и образующим наиболее крупные тела от-
носятся интрузии мелко- и тонкозернистых резко порфировидных квар-1
цевых монцодиоритов, монцогранодиоритов и их порфировых фации
объем и территориальное распространение пород более поздних пщ-
разделений последовательно сокращаются.
Морфология тел этой поздней части комплекса обычная для малых
интрузий: штоки, дайкообразные и неправильные тела, лополиты и
лакколитообразные тела, дайки. В плане некоторые из них имеют весь-1
ма причудливые очертания. Что касается даек гранитоид — порфиров!
которые часто по одним только признакам их порфирового строения и
гранитоидного состава относятся к гушсайскому типу и, следовательно,
механически включаются в число молодых (предкызылнуринских) об-
разований, то их принадлежность к куюндинскому комплексу час !
сомнительна.
Данные Ы. П. Васильковского (1952), И. П. Кушнарева и А. Б|
Каждана32), 3. А. Юдалевича (1965, 1966 г.). Ж- Н. Кузнецова (1972)1
В. А. Арапова и Б. Г. Хайруллина (1972) и тр. указывают на то, ч >
среди них есть образования предакчинского, прсдоясайского, предш 1
рабсайского и предравашского возраста. По-видимому, только чал I
этих пород относится к собственно гушсайскому типу. Поскольку геол I
го-петрографическая и петрохимическая изученность гранитоид-порф -I
ровых даек недостаточна, пока еще нет объективных критериев для i I
распознавания на местности. Следует, однако иметь в виду, что в ш Л
ках и относительно крупных трещинных (дайкообразных) телах гр -I
нитоидов гушсайского типа прорывающие их дайки, во-первых, единаЛ
ны, а, во-вторых, всегда представлены породами более кислого состЛ
ва и, следовательно, могут рассматриваться как импульсы следуйи i
и соответственно более кислых возрастных членов комплекса. Это си-
детельствует о том, что дайковая форма интрузий в рассматриваем^
комплексе не является первостепенной.
Как указывалось выше, в поздней группе интрузий наиболее р -I
пространены редко порфировидные кварцевые монцодиориты, мот»Л
гранодиориты и их порфировые фации. Самые крупные тела их на >
42 Ими. \Т1 СССГ. сергч ге<г|.. Л" 1’158.
242
дятся в Кураминском батолите. Здесь скорее следует говорить об од-
ном крупном теле, занимающим значительную часть этого плутона и
представляющим собой каркас, в котором закреплены различных раз-
меров блок-ксенолиты гранитоидов кураминского и кызылсайского
комплексов. Более обычны тела площадью от 0,5 до 15-0 км2, в их чис-
ле тело общего северо-западного простирания, вытягивающееся от рус-
ла Наугарзана, через Лояксай и осевую часть Кураминского хребта в
верховья Пангазсая (протяженность около 16,0 км, ширина до 1,8 км,
в южной части почти замкнутым кольцом охватывает Лоякский интру-
зив). В Гавасай-Чадакском батолите это тело северо-восточного про-
стирания в бассейне р. Ислык (протяженность 6,3 км, ширина до
0,5 км), Таракстанский шток (2,7X1,5 км в поперечнике) и неправиль-
ные тела размером от 0,7X0,25 до 2,6X1,1 км в бассейнах р. Самсаглы,
Курнос и Сансалак, субшпротное тело бассейна р. Кочкората (2,5Х
0,7 км), тело северо-западного простирания в верховьях р. Катта-Ка-
ратеке (2,0X0,4 км) и субмеридиональное тело приосевой части хр. Са-
рыджан (2,0X0,3 км). В Ашаба-Сарвакском батолите наиболее зна-
чительное тело северо-западного простирания, вытянутое вдоль Сар-
ваксая на 3,0 км при ширине до 0,5 км и меридиональное тело левого
борта верховьев лощ. Итульды (1,8X0,4 км). Из крупных тел, про-
странственно разобщенных с интрузивными массивами региона, ука-
жем Дукантскос меридиональное (4,4X2,4 км) в левом борту р. Ду-
кант, ссбширотные тела бассейна р. Терекли размером 4,2X0,7 км и
2.0X0,5 км.
Мелко- и тонкозернистые резко порфировпдиые адамеллиты и ада-
меллит-порфиры и завершающие комплекс гранпт-порфиры встре-
чаются значительно реже монцогранитоидов. Они развиты на северо-
западном окончании Гавасай-Чадакского батолита (субмеридиональ-
ное тело до 4,5Х 1,0 км), а также в его южной половине (штоки раз-
мером до 0,5X0,3 км в левом и правом бортах’ Сасыварсая, дайкооб-
разные тела северо-западного и широтного простирания протяжен-
ностью до 5,4 Kvi п шириной в раздувах до 1,4 км в междуречье Кен-
кол-Курнос, в левом борту Кольчушкенсая и верховьях Айрыксая).
Одиночные штоки (до 0,5X0,4 км) и дайкообразные тела (до 0,8Х
0,15 км) обнажаются по р. Сарвак и Джиландысаю в Ашаба-Сарвак-
ском плутоне. Шток 0,4X0,2 км известен в правобережье Ангрена (в
Катта-Зигрекском массиве), несколько штокообразных тел площадью
0.7— 1,2 км2 установлены в верховьях р. Нурекаты. К этой же группе
пород нами отнесен центральный шток Чепташского массива в Чат-
кальском хребте, занимающий около 1,8 км2.
Породы, по составу отвечающие кварцевым сиенит- и граносиенит-
порфирам и полностью слагающие геологически обособленные тела
куюндинского комплекса, установлены только в Чаткальском хребте.
Это субширотное линейное тело размером 3,8X0,35 км, пересекающее
левые притоки р. Акбулака-Кошмансай и Арапая, многочисленные лак-
колиты, штоки и дайкообразные тела бассейна р. Терекли, из которых
наиболее крупное достигает в поперечном сечении 2,8X0,5 км. В ми-
неральном составе группы резко порфировидных и порфировых интру-
зий чанного комплекса наблюдается полное соответствие их более
крупнозернистым предшественникам. От ранних подразделений к позд-
ним он также плавно эволюционирует от амфибол-биотитовых с непре-
менным реликтовым пироксеном разновидностей (резко порфировидные
кварцевые монцодиориты, монцогранодпориты и их порфировые фации;
к безпироксеновым амфибол-биотиговым (резко порфировидные ада-
243
меллиты и их порфировые фации, кварцевые сиенит-порфиры, гране-
сиениты), а от них к амфибол-биотитовым и существенно биотитовы
(изредка амфиболсодсржащим) и лейкократовым гранит-порфирам.
Почти все породообразующие минералы представлены двумя поко-
лениями зерен — вкрапленников и основной массы. Важно, что коли-
чественные соотношения вкрапленников претерпевают от ранних чле-
нов группы к поздним закономерные изменения. Так, ранние монцогра-
нптоиды п их порфировые фации во вкрапленниках содержат зональ-
ный плагиоклаз состава средний андезин-кислый лабрадор в
центральных зонах- и кислый андезин по периферии зерен, обыкновен-
ную зеленую роговую обманку с реликтами моноклинного пироксена,
темно-бурый с красноватым отливом биотит и подчиненные им орто-
клаз-крин гопертит (содержание альбитовой составляющей 25- 56%) и
кварц.
В адамеллитах и их порфировых разновидностях, а также в грано-
сиенит-порфирах и кварцевых сиенит-порфирах вкрапленники представ-
лены теми же минералами, количественные соотношения которых сме-
щены в сторону повышенного содержания калинатрового полевого шпа-
та и кварца за счет соответствующего уменьшения плагиоклаза и тем-
ноцветных минералов. При этом состав вкрапленников не изменяется,
однако размеры их, особенно калишпата, сильно варьируют, достигая
в поперечном сечении нескольких сантиметров. Вкрапленники в суще-
ственно биотнговых граннт-порфирах представлены теми же минерала-
ми, что и в адамелит-порфирах, но со значительно меньшим количест-
вом в них роговой обманки. Общая порфировая структура резко пор-
фировпдных и порфировых гранитоидов в центральных частях отдель-
ных тел переходит в криптовую, характерную, как видно, почти для
всех подразделений комплекса, включая его ранние фазы. Местами
(Чепташ) вкрапленники имеют маргинационную структуру (обраста-
ние порфировых выделений калинатровою нолевого шпага каемкой
олигоклаза), внешне напоминающую структуру гранитов рапакиви.
Структура основной массы комбинирована панидиоморфнозернистой,
микропризма гическизсрнистой, аллотриоморфнозернистой, пойкилито-
вой и гранофировой модификациями, нередко встречающимися в пре-
делах одного и того же тела. В зонах закалки основная масса стано-
вится микрофельзитовой, сферолитовой, часто стекловатой.
Характерные акцессорные минералы — богатый титаном магнетш,!
сфен, циркон, апатит, ортит, флюорит, из которых первые четыре опре-
деляют акцессорно-минеральный тип пород. Кроме того, постоянно от-
мечаются халькопирит, галенит, сфалерит, шеелит, встречаются еди-
ничные знаки монацита, ильменита и молибденита.
Гранитоиды как первого, так и второго ритмов часто сопровож-
даются жильными телами микрогранитов и аплитов, большей частью
не выходящих за пределы материнских тел. Размеры их различные,
мощность от 1,0до 25—35 см, протяженность до 40—50 м. Отдельные!
тела достигают более крупных размеров (мощность до 30,0 метров,
протяженность до 750 м), наппимер, дайка Чепташского интрузива,
приуроченная к контакту между адамеллитами периферической зоны п
гранит-порфнрами его центрального штока.
Состав пород жильной группы отличается резко выраженным пре-
обладанием калишпата над плагиоклазом. Преимущественно это поч-
ти однополевошпатовые микроклин-ортоклазовые аплитовидные гра-
ниты, изредка (Чепташ) эгнрин-диопсидовые щелочные микрогранитн.
Наиболее яркими особенностями химизма пород куюндинского ком-
плекса являются их повышенная (но сравнению с граиигоидамн к\р'-
244
минского и кызылсайского комплексов) гитанистость и повышенная
эбщая щелочность при устойчивом преобладании весовых содержаний
калия над натрием в группе щелочей. Характерно, что в «норме» ор-
токлаза больше,чем альбита или их количества близки. Калиевая ще-
лочная тенденция особенно заметно проявлена в кварцевых .монцодио-
читах и монцогранодиоритах (включая порфировые и резко порфиро-
видные подразделения) обоих ритмов комплекса. При пониженном ва-
ловом содержании кремнезема (в основном 60—62%) суммарная кон-
центрация щелочных металлов в них обычно не опускается ниже 7,5%,
а калия почти на 1% больше, чем натрия (в «норме» это выражается
некоторым преобладанием ортоклаза над альбитом). В более кислых
подразделениях комплекса химический потенциал щелочей возрастает
(до 8,5%)- но разница в раздельном содержании их сокращается до
9,3—0,7 вес. %, в связи с чем в «норме» адамеллитовых и гранитовых
порфиров, нередко альбита немного больше, чем ортоклаза.
Таким образом, в поздних подразделениях комплекса удельный вес
натрия в группе щелочей возрастает. В то же время не исключено, что
увеличение концентрации натрия в адамеллит- и грапит-порфирах ком-
пенсируется пониженным содержанием его в сиенитоидной ветви пород
второго ритма, где значения калия в среднем составляют 5,2 вес. %, а
натрия 3,8 вес. % (ортоклаза в нормативном составе всегда больше,
чем альбита). Тип щелочности пород калинатровый и калиевый (пос-
ледний имеет подчиненное значение), подтип натри-калиевый. Общая
железистость в породах обоих ритмов комплекса закономерно изме-
няется соответственно их основности. В монцонитопдах она состав-
ляет 58—59%, в адамеллитах и граносиенигах — 61—63, в грани-
тах — 68—76.
Геолого-петрографические данные (наличие краевых порфировых и
закаленных фаций, содержание кварца в микропегматите и повышен-
ная доля альбитового мипала в калинатровом полевом шпаге) одно-
значно указывают на гипабиссальные уровни формирования комплек-
са, соответствующие глубинам 1,0—2,2 км от земной поверхности.
Из-за ряда упомянутых выше неясностей в вопросах расчленении
комплекса, его ’'еохимичсская специализация нуждается в дальнейшем
уточнении. Пока же достаточно определенно установлены повышенные
ю сравнению с кларками содержания в породах свинца, цинка, сереб-
ра, золота, кобальта, никеля, германия и бора. Этот список элементов,
по-видимому, следует дополнить медью, молибденом и висмутом, пре-
вышающими кларк-концентрации в некоторых телах монцогранитоидов-
их порфировидных и порфировых разновидностях Кураминского хреб-
та, кварцевых сиенит-порфирах, адамеллитах и гранит-порфпрах Чат-
хальского хребта.
В металлогеническом отношении комплекс продуктивен на поли-
металлическое (преимущественно скарнового типа) оруденение. Ме-
стами с ним связана медно-молибденовая (Джиландинская зона, юж-
ные склоны Кураминского хребта), медная с золотом (северные скло-
ны Кураминского хребта) и молибденовая (Чаткальский хребет) ми-
нерализация.
Анализ геологической позиции гранитоидов куюндинского комп-
лекса (в прсдлагасмО1М объеме) показал, что их хронологические рам-
ки ограничены, с одной стороны, породами средне-верхнекаменно-
угольного кызылсайского комплекса (нижняя граница), с другой —
накоплениями сакмарской шурабсайской свигы и связанных с ней
субвулканических магматитов (верхняя граница).
245
Ассельский оясаиский трахит-трахилипарит-липаритовый комплекс
Осадочно-вулканогенные образования оясайской свиты и связанные
с ней субвулканические и гипабиссальные интрузии широко распрост-
ранены в горах Каржантау (бассейны р. Оясая, Каракии, Кызылсу,
Четкаржана, Четсу, Каржансая). Чаткальском (верховья р. Шаваза,
Акчи, Карабау и Дукента) и Кураминском (бассейны р. Лашкерека,
Тезкуля, Янгаклы, Гавасая, и Коксарексая) хребтах.. Вулканиы сосре-
доточены в пределах кальдер типа Вэллнс, в частности Оясайской,
Чнлтенской, Чилтен-Сардолинской, Акшуранской и Тавакской (Тадж
ССР). Выходы их обнажаются также в Кумлай-Коксарекской прираз-
ломной депрессии и Кассанском грабене (Кирг.ССР). Возрастное по-
ложение свиты определено по несогласному залеганию на каржантау-
ском комплексе и несогласному же перекрыванию ее накоплениями
шурабсайской свиты. Ассельский возраст определенно устанавливается
по микрофауне «швагеринового горизонта» из базальных слоев свита
в междуречье р. Гавы и Коксарека (севернее пос. Каракурган) ив
Кассанском грабене, где в вышележащей шурабсайской свите содер-
жатся сакмарские органические остатки (приложение 21). В этих же
пунктах установлены и растительные остатки, указывающие на се рап-
непермский возраст. Значения абсолютного возраста колеблются в пре-
делах 253—294 млн. лет (калий-аргоновый метод, базокварцевые тра-
хилипариты, ИГЕМ АН СССР).
В сложении комплекса преобладают породы эксплозивной фации
(субфации игнимбритовая, туфовая и направленного взрыва), в мень-
шей степени проявлены экструзивная, субвулканическая (гипабиссаль-
пых и близповерхностных интрузий), вулканомиктовая и эффузивная
фации. Мощность покровной группы фаций колеблется от 1500 дс
2500 м.
По составу среди пород комплекса различаются липариты и липа-
рито-дацнты (40—50%), трахилипариты (25—30%), кварцевые трахи-
ты и трахиты (20—15%), трахидациты (3—5%), кварцевые монцони-
ты и монцонит-порфиры, сиенит-порфиры, кварцевые сиенит-порфпры,
граносиенит-порфиры (2%)- Общей закономерностью строения разре-
зов в различных кальдерах являются антидромный характер вулкани-
ческой деятельности и увеличение роли субщелочных пород в завер-
шающий этап.
Характер вулканизма определяется на ранних этапах трещинно-
ареальным типом извержения, сопровождающегося кальдерными обру-
шениями с последующими извержениями центрального типа и форми-
рованием внутри кальдер конусов диаметром 3—И км из рыхлых про-
дуктов с единичными лавовыми потоками. На завершающей стадм
комплекса образуются экструзивные вулканические купола и субву”
канические интрузии.
В основании оясайского комплекса залегают базальные слои, ког
рыс в бассейне р. Гавы состоят из грубообломочных конгломератов, Зи
мешающихся постепенно к северо-востоку песчаниками с прослоями
линзами алевролитов, известняков, мелко- п среднегалечных конгта
мератов (рис. 24.). Общая мощность их составляет 200 м. В севере
восточном направлении наблюдается переход базальных континсн
тальных образований оясайского комплекса в прибрежноморские. Moir,
ность последних в Кассанском грабене увеличивается до 680 м (от
дельные линзы известняков достигают 158-метровой мощности).
Базальные слои оясайского разреза в Чнлтенской и Акшурансм
кальдерах представлены вулканомиктовыми песчаниками мощность
246
31 м( Чилтен), вулканомиктовы.мн конгломератами с линзами вулка-
номиктовых гравелитов и песчаников мощностью 150 м (Акшуран).
Останцы базальных слоев комплекса, представленные туфопесчаника-
ыи, отмечаются, кроме того, в водораздельной части Чаткальского
рпгового оясайсиого комплекса районов Ганы и Кассана.
I — базальные слои (швагериновып горизонт). II — вулканогенные
образования, III — шурабсайский вулканогенный комплекс.
хребта (к востоку от Кумбельского разлома). Частые прослои вулка-
номиктовых пород мощностью 10—120 м находятся в низах разреза
комплекса в Оясайской кальдере. Часть из них является озерно-каль-
дерными отложениями, о чем свидетельствует резкое выклинивание
пород к бортам кальдер и наличие в осадках хемогенных образований.
Автономное развитие кальдер обусловило чрезвычайное разнообра-
зие и различную последовательность образования вулканитов оясай-
ского комплекса в различных местах его проявления и поэтому ниже
приводится их раздельное описание.
В разрезе комплекса в Оясайской вулканоструктуре выделено пять
хорошо картируемых пачек (рис. 25). Нижняя (первая) пачка, назы-
ваемая нижнеоясайской подсвитой (мощность 550—600 м), сложена
игнимбритами и туфами липаритов. Вторая (или верхнеоясайская под-
свита) представлена туфами и игнимбритами кварцевых трахитов, тра-
хитов, трахилипарито-дацитов, чередующихся с прослоями вулканомик-
товых песчаников, туфопесчаников общей мощностью около 500 м. В
основании этой пачки отмечается один горизонт лав трахилипаритов
ношностью 33—40 м. Третья пачка (каржансайская свита) состоит в
247
основном из чередующихся туфов, реже игнимбритов кварцевых тр
хитов и трахилипаритов и вулканомиктовых песчаников общей мса
костью от 275 до 450 м. Четвертая пачка представлена однообразны:
кристаллокластичсскими игнимбритами трахидацитов
мощностью
2250
2000-
1750-
1500
1250
ЮОО
750-
500
250-
верховье
Азадбашсая
ВИ. Корявее
пи гивы
Р Ч> ткаржан
В.// Киржае-в
СХЕМА РАЗМЕЩЕНИЯ РАЗРЕЗОВ
Рне. 25.
I
трахит-трахилппарит-.тппарптового
Оясайской кальдере.
ио вещественному составу и
ХЛХ'
х- х
Г Четкаржан
ВЛ- Корявее

160 до 400
Схема сопоставления разрезов
оясайского комплекса в
— V — пачки, отличающиеся
литологическим признакам.
м. Пятая пачка (мощность 55—150 м) состоит из туфов)
лавовых потоков кварцевых трахитов, перекрытых вулканомиктовлт
песчаниками и конгломератами.
ВЧилтенской кальдере разрез комплекса делится на три пач..|
нижнюю (чередование различных туфов липарито-дацитов, липарит!
с редкими прослоями сферолитовых и липаритовых лав и кластсЛ
общей мощностью 600—1300 м), среднюю (чередование нгнимбрили
туфов кварцевых трахитов, трахилипаритов с редкими прослоями в’д
каномиктовых песчаников, мощность более 760 м; рис. 26), верхнюю
(переслаивание туфов и лав липаритов, мощность 500 - 850 м)
248
трахитов,
В Чилтен-Сардолинской кальдере комплекс имеет двучленное строе-
ние. Его нижняя часть (мощность 537 м) сложена преимущественно
туфами с единичным лавовым горизонтом липаритов, а в верхней ча-
сти (мощность 813 м) преобладают игнимбриты кварцевых
Рис. 26. Схема еопостаи гения разрезов трахпт-тракилппарпт-иппарптового
оясайского комплекса в Чнлтенской н Чнлтеи-Сардолмнской кальдерах.
I — 1П — пачки, отличающиеся ио веществе иному составу и литологическим
признакам.
В Акшуранской кальдере оясайская свита разделена на пять пачек
(рис. 27). Первая включает базальные слои конгломератов и песчани-
ков мощностью от 0 до 150 м. Вторая пачка агломератовых туфов ли-
наритового состава (мощность 0—90 м) залегает на конгломератах или
непосредственно на подстилающих андезитах более древнего комплек-
са. В ней отмечаются единичные лавовые потоки липаритов. Третья,
начинающаяся гравелитами и песчаниками (1 8 м), состоит из средне-
обломочных туфов липаритов (мощность 200—500 м) и залегающих на
них крупнообломочных и глыбовых ксенотуфов с большим количеством
несортированных обломков и глыб различного размера, наиболее круп-
ые и8 которых в отдельных случаях достигают первых сотен метров в
•перечнике. Они представлены туфами и кластолавами липаритов,
ндезитами и их туфами, фельзитами, конгломератами, песчаниками,
। вестниками и т- д. Обломки иногда несут следы дробления с
аполнснисм трещин туфогенных! материалом. Мощность этой пачки,
федставляющен фацию направленного взрыва, достигает 400 м. Пя-
249
тую пачку, сохранившуюся на водораздельной части Курампнск
хребта, слагают игнимбриты трахилипарито-дацитов (мощность 400
содержащие многочисленные обломки пород и фьямме.
В районе междуречья Гава — Коксарек вулканогенные образе
ния комплекса представлены игнимбритами (мощность 250 м) и туфа
Рис. 27. Схема сопоставления разрезок ipaxiiT-Tpaxu.iiinapiiT-TiuiapiiTOiioro
ояеайского комплекса в Акшурапскоп кальдере.
I — V — пачки, отличающиеся по вещественному составу ц литологическим)
признакам.
(мощность 275 м) липаритов с редкими прослоями вулканомикт«|
песчаников. Верхняя часть разреза (мощность 50 м) здесь слоя.,
пирокластическим потоком, состоящим из плотно спаянных округл
обломков липаритов.
Минеральный состав эффузивных и пирокластических образоын
представлен кварцем, калишпатом, плагиоклазом, биотитом, реже |
говой обманкой. Структура основной массы фельзитовая, микроф,
зитовая, игнимбритовая, пепловая.
В заключительную стадию формирования ояеайского комплекс^
пределах кальдер сформировались вулканические купола различи^
типов и состава, приуроченные к субрадиальным и дугообразным и
вулканическим разломам.
В Оясайской кальдере экструзии эродированы на различную глч
ну. В поверхностных частях они представлены вулканическими куг'.
ми типа лавовых пробок, а на более низких уровнях переходят в ней
250
образные тела. Экструзии локализуются отдельными группами, пред-
ставляя самостоятельные центры извержений, среди которых выделе-
ны Аулиесуйский, Акташский, Бурыхонасайский, Каракиинский, Минг-
булакский, Четкаржанский и Каржанский (приложение 10). Каждый
центр представлен одним основным и 1—3 мелкими побочными телами.
В плане Независимо от степени эродированности они имеют удлиненные,
реже изометричные и овальные очертания, представляя в разрезе пере-
вернутые конусобразные тела. Размеры главных куполов и неккообраз-
ных тел колеблется от 0,3X0-5 до 2,5X3,5 км, побочных — не более
50X200 м. Экструзивные тела воронкообразные, контакты их падают
под углом от 30 до 80°, причем у выводных каналов они преимущест-
венно крутые с ярко выраженной зоной закала. Иногда вдоль контакта
(Мингбулакское тело) появляется большое количество (до 50%) мел-
ких обломков вмещающих вулканитов.
Отметим, что вмещающие породы вблизи экструзивных куполов и
и неккообразных тел имеют центриклинальное залегание, образуя бра-
хисинклинальные складки или мульды от 1,2Х'2 до 5X7 км. По мере
приближения к экструзивному телу угол падения постилающих пород
постепенно увеличивается с 20 до 50—70°, местами совпадая с плоско-
стью падения контакта.
Купола сложены лавами, отвечающими по составу трахидацитам,
реже трахиандезито-дацитам. Вкрапленники в них представлены анде-
зином, калишпатом, биотитом, авгитом, акцессорными магнетитом, апа-
титом, цирконом. Структура порфировая, флюидальная кварцево-поле-
вошпатовая основная масса пород микросферолитовая, аксиолитовая и
псевдопойкилитовая.
Корни экструзий (или некки), в частности Аулиесуйский, Каракиин-
ский, Мннгбулакский, в отличие от куполов в периферических зонах
шириной около 300 м сложены трахидацитами или трахиандезито-
дацитами, а в центральных — более раскристаллизованными разно-
ностями, отвечающими по составу пироксен-биотитовым кварцевым
монцонит-порфирам. Контакт между ними постепенный. По мере уве-
личения глубины эрозионного среза ширина краевой лавовидной ото-
рочки в них сокращается до 50 м.
Вкрапленники кварцевых монцонит-порфиров образованы зональ-
ным олигоклаз-андезином, нерешетчатым микропертитовым калишпа-
том, красновато-коричневым биотитом, авгитом и редкими зернами зе-
леновато-коричневой роговой обманки, Из акцессорных минералов
характерны магнетит, апатит и циркон. Структура основной массы
микропризматическизернистая, монцонитовая, местами микрогранито-
вая. В пределах наиболее крупных некков встречаются дайкообразные
и изометричные тела до 350X500 м в поперечнике, представленные
розовыми граносиенит-порфирами, которые прорывают вышеописанные
породы и, по-видимому, относятся ко второму импульсу извержения.
Кроме экструзий трахидацитов, в центре и юго-восточной части
кальдеры отмечаются вулканические купола базокварцевых трахили-
паритов с участками сферолитовых разностей. Диаметр их около 1 км.
В Чилтенской кальдере (приложение 13) экструзии типа выжатых
куполов имеют прямо линейную форму, радиально расходятся от ее
I центра в виде тел протяженностью от 3 до 5 км, шириной от 0,5 до
2км(Верхне-Шавазский, Каракушханинский, Камышлинский). В Чил-
тен-Сардолинской кальдере экструзивный купол трещинного типа (Кат-
тасайский), трассирующий Чилтепский разлом, вытянут на расстояние
около 19 км при ширине до 4 км. По окраинам обеих кальдер проявле-
I ны экструзии дугообразных очертаний и протяженностью до 6 км при
251
ширине 0,5 2,5 км (Токалийский, Кызылсайскнй). Прямолинейные т<
ла сложены базокварцевыми трахилипаритами, переходящими меси
ми в сферолиты, дугообразные — липаритами, липарито-дацитами, р
же трахилипаритами.
Породы экструзивной фации Акшуранской кальдеры (приложен!
16) слагают Лашкерекский и Тезкульский купола, приуроченные
ее центральной части, Бабайситенский, Ашабпнский и другие, наход,
щиеся в периферической зоне этой вулканической просадки. Тела име
ют изометричные и линейные очертания, площадь до 15 км2, по-види.
мому, относятся к типу выжатых куполов. В Бабайситенском купой
-отчетливо наблюдаются переходы от покровного залегания к крутому,
секущему слоистые фации комплекса.
Экструзии сложены флюидальными и брекчиевыми лавами, класто-
лавами трахилипариго-дацитов и тр ахи липаритов, связанными друге
другом постепенными переходами. Вкрапленники пород резко подчи-
нены по объему основной массе, образованы кварцем, калишпатом и
плагиоклазом. Существенная составная часть их — обломки стеклам
пород. Основная масса частью стекловатая, частью микрофельзитовая.
Породы жерловой фации комплекса локализуются отдельными
группами, фиксирующими центры извержений. Чаше они приурочены
к границам кальдер, реже к их центральным частям. Они представле-
ны некками, реже жерловинами, сообщающимися с покровными обра-
зованиями. Форма тел в плане овальная, изометричная, удлиненная и
дайкообразная.
В пределах Оясайской кальдеры установлены Азадбашский, Чет-
каржанский, Аулиесуйский и другие центры извержений. В первом в
верховьях р. Азадбаша и Четсу обнажается дайкообразное тело, фик-
сирующее вулканический трещинный канал протяженностью около
2,5 км при ширине 0,15—0,5 км, выполненный кристаллокластическпми
игнпмбритами трахидацитов, которые далее к востоку переходят в по-
кров четвертой пачки оясайской свиты. Характер контакта жерловнны
свидетельствует о взрывном типе извержения, так как вмещающие по-
роды раздроблены и цементированы пирокластическим материалом,
далеко проникающим в стенки вулканического канала. Размер облом-
ков непосредственно у контакта всегда крупнее (до 10 м в поперечни-
ке). Ширина такой пирокластической (кссноигнп.мбритовой) фации
жерловин колеблется местами достаточно резко — от первых метров
до 100 м.
Азадбашский центр извержения обозначен серией некков трахитов,
реже липаритов, которые вытягиваются цепочкой вдоль внутренней
границы кальдеры, трассируя зону кольцевого разлома. Некки имеют
овальную форму, размер их изменяется от 50 до 200 м в поперечнике,
контакты крутые, резко секущие напластования вмещающих пород.
Крупные некки выполнены лавами с эруптивными брекчиями по пери-
ферии, мелкие — исключительно лавобрекчиями.
В пределах Четкаржанского и Амлиесмйского центров извержений
обнажаются некки диаметром от 100 до 1500 м, образованные трахита-
ми и кварцевыми трахитами, трахилипаритами и их туфами, местами
сообщающиеся с лавовыми потоками.
В Чнлтенской кальдере один из крупных центров извержений —
Токали Каракушханинский. Здесь известно два некка и многочисленные
мелкие паразитические жерла, выполненные эруптивными брекчиями,
туфами и лавами липаритов.
Меньшие по масштабу центры установлены в районах горы Курган-
таш и северное горы Мазарджои. В Курганташском некке в относи-
тельной возрастной последовательности выделяются флюпдальныс лп-
252
лариты, фельзиты, мелковкраиленнииовые липариты- розовые липари-
ты и их агломератовые лавы, фельзит-порфиры и их лавобрекчии.
Серия овальных некков размером от 100 до 1200 м, сложенных эруп-
тивной брекчией, лавами и туфами липаритов и трахилипаритов, уста-
новлена в последние годы в бассейне р. Карабау (южнее Куакольского
разлома).
Два некка размером соответственно 0.4X0,7 и 1,0X1,7 км, представ-
ленных эруптивной брекчией липаритов откартированы вблизи восточ-
ной границы Чилтен-Сардолинской кальдеры.
Жерловая фация в Акшуранской кальдере представлена туфами и
игнимбритами линаритового и липарито-дацитового состава, слагающи-
ми жерловину трещинного типа протяженностью 4,0 км (при ширине
0,5 км), приуроченную здесь к кольцевому разлому.
Субвулканическая близповерхностная фация в оясайском комплексе
распространена, незначительно. В Оясайской кальдере развиты пласто-
вые тела, реже дайки трахитов, базокварцсвых липаритов, автомагма-
тических брекчий трахидацитов. в Чилтенской — конические дайки и
дайкообразные тела базокварцевых липаритов, липаритов и граниг-
порфиров. обрамляющих структуру с юга (Кокрельский даиковый
пояс). В Акшуранской кальдере среди пород этой фации доминируют
базокварцевые липариты и трахилипариты, формирующие спллообраз-
ныс залежи и дайки.
Субвулканическая гипабиссальная фаиия наиболее характерно
проявлена в Оясайской кальдере. Породами этой фации сложен Акташ-
ский асимметричный лакколит (протяженность 5,0 км, ширина до
2,0 км), образованный последовательными инъекциями трахилипаритов
п микрограносиенит-порфиров, сиенито-диоритов, кварцевых монцони-
тов и их порфировых разновидностей, граносиенит-порфиров, кварце-
вых сиенитов, аплитовидных гранитов и гранит-порфиров.
По особенностям состава субвулканические гипабиссальные кварце-
вые монцониты и граиосиенит-порфиры Акташского лакколита близки
к трахидацитам, кварцевым монцонит-порфирам и граносиенит-порфи-
рам экструзивных куполов и некков Оясайской кальдеры, отличаясь от
них главным образом полнокристаллической и полнокристаллически-
порфировой структурой.
К гипабиссальной субвулканпческой фации, по-видимому, следует
относить часть сиенит-порфиров и кварцевых сненит-порфиров «чилтен-
ского типа», развитых в пределах Чилтен-Сардолинской кальдеры.
По степени основности вулканиты ояеайского комплекса относятся
к группам средних и кислых пород с вариациями кремнезема от 55 до
76 вес.%. Тип щелочности калинатровый и калиевый с примерно рав-
ной распространенностью каждого из них. Большинство калинатровых
составов принадлежит к натри-калиевому подтипу. Глиноземистость
пород умеренная или немного повышенная, общая железистость высо-
кая (при сравнительно небольшом содержании суммы окисного и за-
кисного железа они тем не менее характеризуются очень низкими зна-
чениями магния).
В целом это неполная (без ранних базальтоидов) дифференциро-
ванная серия пород, на нисходящей линии развития которой обозначи-
| 1ось два направления петрохимической эволюции магмы. Одно из них
I завершилось образованием липаритов и трахилипаритов (с суммарной
концентрацией щелочей до 8.8—9,0 вес. %)- другое — трахитами и
лварцевыми трахитами (с суммарной концентрацией щелочей 10.0 —
12.0 вес. %). Важно отметить, что породы субвулканических и типа-
253
биссальных фаций обычно несколько основнее своих собственно вулка-
нических эквивалентов, но в отличие от них почти всегда содержи
щимменьше калия и натрия.
В геохимических данных по оясайскому комплексу обращают вни-
мание устойчиво повышенные относительно кларков содержания свин-
ца, серебра, висмута, молибдена, характерных по существу для всех
районов распространения оясайских вулканитов, а также олова и воль-
фрама, свойственных образованиям Чилтенской, Акшуранской и Кок-
сарек-Кумлайской вулканоструктур.
С комплексом парагенетически связана серебро-полиметаллическая,
золото-серебряная, молибденовая, висмутовая, флюоритовая, и по-ви-
димому, обнаруженная Т. М. Воронич и Л. М. Глейзером33 редкощелот-
ная минерализация. Характерно, что она обычно локализуется в пре-
делах кальдер, приурочиваясь к эруптивным центрам извержений, экс-
трузивным куполам или контактам субвулканических интрузий. Рудо-
вмещающие структуры — синвулканические субрадиальные или коль-
цевые разломы. При проведении поисковых работ на территории Чил-
тенской и Оясайской вулканоструктур указанным рудоконтролирую-
шим факторам следует уделять особое внимание.
Сакмарский шурабсайский трахибазальт-трахиандезитовый комплекс
Наиболее представительно комплекс проявлен на южных склонах Ку-
раминского хребта (бассейны р. Чадака и Гавы), где участвует в строе-
нии Чадакской и Коксарек-Кумлайской приразломных депрессий. Не-
большие по площади выходы комплекса известны в Чаткальском хреб-
те (Чилтенская и Чплтен-Сардолинская кальдеры», в осевой части Ку-
раминского хребта (Акшуранская кальдера) и в горах Каржантау
(Каржантауская мульда). За пределами УзССР развит в Кассанскоч
(КиргССР), Бадамском (КазССР) и Такслийском (ТаджССР) гра-
бенах.
Возраст комплекса достаточно надежно определяется по несоглас-
ному залеганию шурабсайской свиты на образованиях асельской оя-
сайской и наличию среди шурабских осадочных накоплений сакмарский
микрофауны и нижнепермской флоры (приложение 21). Данные абсо-
лютного возраста укладываются в пределы 235—288 млн. лет (калий-
аргоновый метод, трахибазальты, трахибазальты, трахиандезиты,
И ГЕДА АП СССР, САИГИМС).
Комплекс представлен трахибазальтами (10—20%), андезито-базаль-
тами (10%), андезитами (15—25%), трахиандезитами (35—40%), тра-
хитами (5—10%) и дацитами (менее 1%), причем вдоль Кассанского
разлома преимущественно развиты андезиты, а вблизи Северо-Фсрган-
ского и Угам-Кумбельского разломов — андезиты и базальтоиды. Фа-
циальный состав вулканитов разнообразный: эффузивный, эксплозив-
ный (туфовый), экструзивный, жерловый, субвулканический, вулкано-
миктовый и лахаровый. Для разрезов комплекса на всех участках его
развития характерно чередование вулканитов пирокластической и эф-
фузивной фаций, прослаиваемых довольно часто вулканомиктовыми
песчаниками и алевролитами. Суммарная мощность разреза колеблет-
ся от 400 до 2200 м. В его основании залегает базальный слой вулка-
номиктовых конгломератов (от 2,0 до 600,0 м), сменяющихся вверх по
разрезу вулканомиктовыми песчаниками с растительными остатками,
и линзами известняков.
Изолированный выход вулканомиктовых конгломератов, песчаников
и туфопесчаников шурабсайской свиты сохранился в прнводораздель-
зз Г, ы>. «Металлогения орогенных этапов развптпя Тянь-Шаня». Ташкент. 1979.
254
н 'й части правого борта р. Карабах- где отчетливо фиксируется пред-
лурабсайская кора выветривания, проявлена в подстилающих поводах
пдакского комплекса на мощность свыше 10м.
Лавовые потоки в разрезе комплекса занимают различный страти-
графический уровень, представлены базальтами, трахибазальтами, тра-
хиандезито-базальтами и их кластолавами, трахиандезитами, андези-
тами и трахитами. Они приурочены к центрам извержений, находя-
щпмся в южной части Чадакской (приложение 18), юго-западной и се-
|ррро-восточной частях Коксарек-Кумлайской депрессий, западной по-
Ьовине Кассанского грабена (приложение 20). Мощность потоков ба-
зальтов, трахибазальтов и трахиандезито-базальтов чаще всего не пре-
вышает 15—20 м (рис. 28), но местами возрастает до 140 м (р. Чадак)
1-1 даже до 200 м (Кассанский грабен, рис. 29). Мощность лав трахиан-
Кезптов достигает 100—120 м, а единичных горизонтов трахитов (Кок-
арек-Кумлайская депрессия) — 150 м. При удалении от центров из-
вержения мощность лав быстро сокращается.
Базальты и трахибазальты состоят из порфировых выделений пла-
гиоклаза (состав колеблется от лабрадора до анортита), диопсид-ав-
I гита и гиперстена, обыкновенной зеленой роговой обманки, нацело
разложенного оливина, акцессорных титано-магнетита и апатита, мик-
ролитовой, гиалопилитовой и пилотакситовой основной массы, в кото-
рой иногда различимы мельчайшие зерна плагиоклаза, калишпата и
шроксена.
Вкрапленники трахиандезитов представлены андезин-лабрадором и
I вгитом, акцессорные — магнетитом и апатитом, основная масса ха-
рактеризуется микролитовой и пилотакситовой структурой.
Эксплозивная фация комплекса проявлена исключительно в виде
г.фов. В бассейне р. Чадака она приурочена к юго-восточному краю
 тдноименноп депрессии, сложена агломератовыми туфами трахианде-
Рито-базальтового и андезитового составов, которые к северо-западу с
удалением от центра извержения сменяются лапиллиевыми разностя-
ми. /Мощность пород колеблется от 20 до 80 м.
Трахиандезито-базальтовые туфы состоят из многочисленных угло-
11 пых обломков размером до 3 м и связующей их массы (без следов
впекания). По составу обломки отвечают трахиандезито-базальтам,
I .еже андезитам, цементирующая масса представлена литокристалло-
ластическпм агрегатом такого же состава. В Коксарек-Кумлайской
I депрессии трахибазальтовые, трахиандезито-базальтовые и андезитовые
Кхфы по размерности варьируют от лапиллиевых до глыбовых, слагают
I оризоиты мощностью от первых метров до 100 м.
, Максимальное развитие фации субвулканических блпзповерхност-
 тых интрузий отмечается в Чадакском районе и в Коксарек-Кумлай-
с юй депрессии. Эти образования широко распространены на восточной
Ио'-раине Чилтен-Сардолинской и в западной части Чнлтенской кальдер.
ИЧзрма тел преимущественно силло-, реже штоко- и дайкообразная,
шнпость колеблется от первых метров до первых сотен метров, пло-
 вдь от 0,1 до 1 км2. Силло- и дайкообразные тела слагают трахиба-
I .альты, трахиандезито-базальты, трахиандезиты, по вещественному со-
Кыву и структуре практически неотличимые от пород эффузивной фа-
Кнп. реже долериты и трахпдолериты. Два последних типа пород со-
Нюят из порфировых выделений основного плагиоклаза, дионеи г-авги-
t оливина, интерсертальной, пилотакситовой и микромонцонптовой
256
р. Чадак
правый борт
1000
500
р. Чада к |
правый борт
P2-Tt kz
(юг)
Пирмираб
I
правый борт
Джулайсая
p, Гана
V<\Y
левы и борт
p. Ча да к
Y\/Y~
Y » Z
Составили: В.П. Коржаев.Я.М. Рафиков
пос. Криар
I I
Ш1
Г V
У
^2 С> \
ЖЕ
х х
х
X X
-?/ \Z
s
О Z- \О
p. Чадак !
Л.Г. Лунина
zYX*z
2__2.
/ч* /•?/
впх

1\_1У
X \
~х7\лЛ
3XV
imyri1
,Y/V%
CjOi —C znd
ТИТ'hi
w
isnm
закрыто
/у/ \V"
>Y\«Yz


' 7 т
Z L Y
/Y<"/Y_
ЛЫУ\
'y< \v'
4WW
V\ /V
\г/г\у/
правый борт
р. Гава
(Карабулак)
 правый борт
р. Гава(род.
Ташкескен)
n \? x-'Ld	
l г г	
r 2 r	
	
	
Л 1.Ш	
Y ^Y i'tt r Y V	
Каракурган
Ж X
X
1 \ X
Рис 28. Суоми еопостппюния разреши: Tpa\ii6a»ii.ibr-'ipiixiii:ii;(c3iiT<>iioiо ш.ураб-
Ciiiicuoio (I) II гр.1\иГ><|;|.|.н,т .iiiii.ipiiioiuiio p.iKaincHoi о (II) ком плексон к 4.i;(iii;cKoii
и .Кокспрек Kmi laiicKoii приразломных Heiipeceuaiv,
пироксен-полевошпатовой основной массы, в трахидолеритах содержа-
щей обогащенные калишпатом участки.
Вторая разновидность субвулканических интрузий представлена ав-
томагматическими брекчиями трахибазальтов и трахиандезито-базаль-
тов (Чадакская и Коксарек-Кумлайская депрессии), состоящими из
магматического цемента интерсертальной структуры и заключенных в
нем обломков того же состава остроугольной и овальной формы раз-
мером от 1—5 до 30 см, кристаллокластов альбита и полностью разло-
женных оливина и пироксена. Иногда автомагматические брекчии в
виде оторочки шириной от 3,0 до 100 м сопровождают эндоконтактовые
зоны субвулканических тел.
Своеобразная разновидность субвулканических интрузий — эруп-
тивные брекчии оливиновых трахибазальтов. Они обнажены в Чилтен-
ской кальдере, где образуют небольшие трубчатые тела (в плане до
70X20 м) и непротяженные дайки (мощность до 6 м), пространствен-
но тяготеющие к зоне Куакольского разлома. Более крупные тела по-
добных образований слагают штоки (до 0,75 км2) и дайки (до 100Х
2000 м), трассирующие дуговой разлом в восточном обрамлении Чил-
1тен-Сардолинской кальдеры. Брекчии состоят из 10—30-сантиметровых
ггловатых обломков трахибазальтов и близкого к ним по составу маг-
матического цемента. Во вкрапленниках обломков и цементирующего
материала отмечаются диопсид и псевдоморфозы по оливину, в основ-
ной массе, частью стекловатой — слабо индивидуализированные зер-
на плагиоклаза и калишпата, мелкие чешуйки красновато-коричневого
биотита. Структура пород представляет комбинацию литокластической
ч лампрофировой.
В пределах центров извержений вскрыт ряд жерловин и некков
треимущсственно воронко- и дайкообразной формы.
Наиболее крупные жерловины установлены в Чадакской и Кокса-
-ек-Кум ла некой депрессиях, а также в Кассанском грабене. Пирми-
рабская жерловина (левый борт р. Чадака), имеющая в поперечнике
№0X1250 м, выполнена в центре глыбовыми и лапиллиевыми туфами
грахпапдезито-базальтов, по периферии — кластолавами того же со-
става, а с наружной стороны сопровождается системой саттелитовых
Пайкообразных тел, сложенных аналогичными брекчиевыми лавами.
Некк размером 350X450 м обнажается в правом борту р. Чадака,
представлен эруптивными брекчиями и лавами трахибазальтов, по со-
став} напоминающих субвулканические оливиновые трахибазальты
Чилтенской вулканоструктуры. Вблизи этого некка локализуется серия
поростепенных линейных тел (до 100X350 м, обычно более мелких),
стоженных эруптивными брекчиями, реже ксенотуфами, аналогичными
равному некку по составу. Несколько таких некков преимущественно
изометричной формы, по составу сходных с телами правобережья р. Ча-
рита, закартировано в Коксарек-Кумлайской депрессии- Отдельные
Lkkii этого района сложены трахитами.
Продолговатый (0,7X3,5 км) Бербулакский некк Кассанского гра-
Гена сложен в основном туфами (в значительной мере глыбовыми)-
Ю’кс лавами и эруптивными брекчиями трахиандезитов и андезитов.
I Экструзивная фация шурабсайского комплекса развита только в Ча-
д. хской депрессии. Здесь зафиксировано три излившихся вулканиче-
ских купола изометричной формы диаметром 500—800 м. Два из них
Пространственно сближены, локализуются в южной части Чадакской
руктуры в небольшой мульде, сложены трахиандезитами.
17- 702
257
конглош
Порфировые выделения трахиандезитов представлены плагиохЛ
зом, роговой обманкой, ортоклазом, биотитом, основная масса госте
из полу стекловатого агрегата и включенных в него микролитов.
Лахаровая фация отмечается в Коксарек-Кумлайской стругая
где в районе род. Кучар формирует четыре линзообразных горпзогц
мощностью 20—30 м, представленных неотсортированными
рато-брекчиями с обломками андезитов, трахиандезитов, трахибазаЛ
тов, редко трахитов, песчаников, туфов, цементированными гравея
товым и туфовым материалом.
Являясь незавершенной ассоциацией, шурабсайский комплекс вк.-I
чает породы, колеблющиеся по содержанию кремнезема в предела
46,9—68,7 вес. %. Базальтоиды по химизму очень близки к базальте»
дам каржантауского комплекса, отличаясь от последних заметно повы-
шенной глинозсмистостью. В целом они вполне сравнимы со средний
типами базальтов трахибазальтовых и трахибазальт-трахпандезя
трахилипаритовых ассоциаций. Трахиандезиты, трахиандезито-дац- 
и трахиты комплекса по значениям важнейших окислов аналогнч|
однотипным породам трахибазальт-трахиандезит-трахилипаритовой «
социацип. Обращает на себя внимание большое петрохимическое ехг
ство вулканитов шурабсайского комплекса и соответствующих им
основности интрузивных пород бабайобского, выражающееся в пои
птенной глиноземистости и щелочности, одинаковых показателях тит
нистости, магнезиальности и известковистости.	.
В геохимическом отношении комплекс специализирован на зол «
серебро, свинец, висмут, сурьму, фтор. Представляет определенный J
терес как ассоциация, к которой приурочены серебряная, золотая 
флюоритовая минерализация.
Раннепермский бабайобский габбро-монцонит-сиениговый комплекс!
Область распространения комплекса ограничивается предела»
Кураминской подзоны. Он включает породы, известные в геологи о
кой литературе под названиями «кварцевых диоритов бабайобск'1?
типа» и «диоритов, сиенито-диоритов и монцоннто-диоритов окрести
стей сел. Гава и Теньги» (Васильковский, 1952). Ранее они вы.ц и
лись соответственно в группах предравашских и послепермскнх пнтп
зий. Позднее в послепермской группе В. В. Барановым, К- М. Кр<
ской и др. (1972 г.) выделены алычалыкский пермо-триасовый сиен]
монцонит-габбровый и актепинскпй раннетриасовый габбро-диор|(
сиенитовый комплексы. Произведенный нами анализ геологичесм
положения и вещественного состава обеих указанных выше групп 4
род свидетельствует, во-первых, о синхронности их образования и, а
вторых, о большом сходстве их петрографических, петрохимических I
геохимических особенностей, позволяющих рассматривать эти груш
в рамках единой природной ассоциации магматических порот, за кож
рой оставлено типовое название «бабайобский» комплекс, как соотп/
ствующее первоначальной предравашской его возрастной трактовке. I
Небольшие размеры массивов и признаки формирования их в гни
биссальных условиях указывают на принадлежность комплекса к pj
ряду малых интрузий.
Наиболее крупный массив — Бабайобский — представляет вытям
тый в меридиональном направлении гетерогенный лополит около 50 4
(осевая часть и в основном южный склон Кураминского хребта, н
территорию УзССР попадает лишь северный край этого плутона). Or
тальные массивы значительно уступают ему по размерам, в их чий
258
гетерогенные Актепинский (изометричный массив около 10 км2, нахо-
дится на южном склоне Кураминского хребта, в бассейнах р. Акгепа и
Джусалы — притоков р. Ризак и Айгырбайтальский (изометричный
массив около 15 км2, там же, бассейн р. Айгырбайтал) лополиты, гете-
рогенный Алычалыкский шток (около 4,0 км,2 южный склон Курамин-
ского хребта, верховья левых притоков р. Гава-Кучар-, Коккоза- и
Маллясаев), два линейных массива северо-западного простирания раз-
мером 5,ОХ 1,2 и 4,ОХ 1,0 км бассейна р. Гава (соответственно по пра-
вому и левому бортам Ирису и в междучье Чангисай — Агранкуль),
гетерогенный (но нерасчлененный) Джульбарсотканский массив, обра-
зующий Т-образное тело с лучами северо-западного и юго-восточного
простирания протяженностью до 9,5 км каждый и мощностью до
1,4 км (северный склон Кураминского хребта, непосредственно к югу
от Алмалыкского интрузива), субширотный интрузив размером до
3,6X0,7 км в междуречье Шуагазсая и Абджазсая (северное подножье
Кураминского хребта), субмеридиональный монцодиоритовый массив
размером 2,0X0,5 км хр. Мынжилкы (Чаткальский хребет, между-
речье Нуреката — Караарча), изометричный Аксакатинский шток мон-
цонитов и монцонит-порфиров площадью 2,0 км2 (Чаткальский хребет,
верхнее течение р. Аксакаты), субширотное линейное тело кварцевых
микросиенитов размером 7,0Х КО км Карабузукская (Чаткальский хре-
бет), клиновидный Хандайлыкский интрузив оливиновых монцонитов
(южный склон хр. Каржантау) размером до 4,7X42 км, вытянутый
в северо-западном направлении.
Кроме указанных главных массивов в регионе имеется множество
мелких выходов пород бабайобского комплекса, по площади не превы-
шающих 1,0 км2. Большая часть этих тел обычно тяготеет к районам
развития главных массивов, формируя возле них поля-ареалы распро-
странения комплекса, к каковым относятся: 1) ареал северной полови-
ны Гавасай-Чадакского батолита (тела левого борта Кайнарбулака,
бассейна Карасая, группа тел Джумалактепинского интрузива) с пре-
имущественным развитием монцо- и сиенодиоритов, 2) ареал южной
экзо- и эидоконтактовой зоны Гавасай-Чадакского батолита («интру-
зивные тела окрестностей сел. Гава и Теньги»), в котором развиты
главным образом габбро- габбро-диориты, сиенодиориты, 3) ареал
Алмалыкского района и междуречья Шаугаз — Абджаз, представлен-
ный разнообразным набором пород от ортоклазовых габброидов и сиг-
нодиоритов до кварцевых сиенитов и граносиенитов, 4) ареал бассей-
нов р. Аксакаты, Нурекаты, Беркаты, Ташкескена и Терекли (Чаткаль-
ский хребет) с доминирующим значением в нем монцонитов и сиени-
тов, 5) ареал, охватывающий Иерташский и Катта-Зигрекский масси-
вы (южный склон Чаткальского хребта), в котором распространены
диориты и сиенодиориты.
Синтез данных по внутреннему строению таких сложных (гетеро-
генных) массивов как Бабайобский, Алычалыкский, Актепинский и не-
которых других, позволяет предложить следующую общую схему воз-
растной последовательности формирования комплекса: 1) крупно-
средне- и мелкозернистые оливинсодержащие биотит-пироксеновые
габбро и габбро-нориты, амфибол-пироксеновые габбро, образованные
тремя последовательными интрузивными импульсами, 2) мелко- и
среднезернистые резко порфировидные трахитоидные оливинсодержа-
щие биотит-пироксеновые анортоклазовые габбро- и габбро-нориты,
местами переходящие в анортоклазовые монцониты, 3) тонко- и мелко-
зернистые порфировидные биотит-пироксеновые ортоклазовые таббро-
диориты (монцодиориты), мелкопорфировые преимущественно микро-
259
зернистые (реже мелкозернистые) двупироксеновые монцодиорптовые
порфириты и монцонит-порфиры (мангерит-порфириты), микрозерии-
стые резко порфировидные трахитоидные анортоклазовые габбро-диа-
базы (щелочные базальты), 4) мелко- и среднезернистые порфировид-
ные пироксеновые, амфибол-пироксеновые и биотит-амфибол-двупи-
роксеновые диориты, габбро-диориты, монцониты, монцодиориты,
кварцсодержащне и кварцевые монцодиориты, 5) мелко- и среднезерни-
стые порфировидные амфиболовые и амфибол-биотитовые кварцевые
сиенодиориты, 6) интрузивная брекчия, состоящая из обломков габ-
бро- и монцонитоидов, цементированных средне- и мелкозернистыми
биогит-пирокссновыми кварцевыми сиенитами и сиенитами. 7) средне-
зернистые слабо порфировидные (неравнозериистые), резко порфиро-
видные средне-и мелкозернистые биотит-пироксеновые кварцевые сиени-
ты с отклонениями до кварцевых сиенодиоритов и амфибол-биотито-
вых граносиенитов, образованные тремя импульсами, 8) тонко- и мел-
козернистые резко порфировидные биотит-амфиболовые и существен-
но биотитовые сиениты, кварцевые сиениты и граносиениты, их порфи-
ровые и микрозернистые фации, 9) жильные сиенит-аплиты, бостониты
и нордмаркиты.
Несмотря на то, что объединение перечисленных типов пород в ба-
байобскип комплекс хорошо контролируется геологическими и петро-
графическими методами- главные массивы комплекса и связанные с
ними ареалы распространения мелких интрузивных тел отличаются не-
которой индивидуальностью как состава участвующих в их строении
отдельных подразделений, так и очередностью их формирования.
Ио данным А. 11. Белова (19(54—1969 гг.), Бабайобский интрузив
имеет 4-фазовое строение (от ранних к поздним): 1) гиперстен-авгито-
вые монцодиорит-порфиры (мангерит-порфириты), 2) амфибол-двупп-
роксеновые кварцевые сиенодиориты, 3) биотит-амфиболовые кварце-
вые сиенодиориты, 4) биотит-амфиболовые кварцевые сиенит-порфиры
и граносиеиит-порфиры. Породы II и III фаз сопровождаются жильны-
ми пегматитами, кварцевыми сиенит-аплитами и граносиенит-аплита-
ми, изредка кварцевыми сиенит-порфира.ми, тяготеющими к краевые
(апикальным) частям интрузива.
В процессе формирования массива максимум интрузивной дея-
тельности приходится на сиенодиориты II и III фаз (а из них па поро-
ды II фазы), занимающих в общей сложности почти 98% его площади.
Породы кровли массива представлены кислыми вулканитами оясай-
ской свиты, трахиандезитовыми порфиритами, трахидацитовыми пор-
фирами и туфами шурабсайской свиты. В сложении пород массива
участвуют плагиоклаз, калинатровый полевой шпат, авгит, гиперстен,
роговая обманка, биотит, кварц, устанавливаемые в большинстве фа-
зовых подразделений. Плагиоклаз наблюдается в виде ритмично-зо-
нальных вкрапленников, состав которых в мангерит-порфиритах ко-
леблется от основного андезина до основного олигоклаза, в сиснодио-
ритах II и III фаз отвечает кислому — основному? андезину, а в квар-
цевых сиенит-порфировых и граносиенит-порфнрах — основному олиго-
клазу-среднему андезину, и зерен олигоклаза главной и основной
массы пород II— IV фаз. Калинатровый полевой шпат порфировых
выделений и главной массы всех пород массива образован ортоклаз-
криптопертитом, содержащим 20—43% альбитового компонента. Мо-
ноклинный пироксен определяется как авгит, ферроавгиг, изредка как
энстатит-диопсид, ромбический — как гиперстен и феррогиперстен.
Среди разновидностей амфибола различаются обыкновенная зеленая
260
роговая обманка, керсутит (?) и вторичные уралит и актинолит. Био-
тит темно-коричневый, почти черный. Кварц большей частью ннгсрсти-
ционный. Все сообщество пород интрузива обладает единым набором
акцессорных минералов, ведущие из которых апатит, титаномагнетит,
ильменит. Структура главной массы хорошо раскристаллизованны.х
разновидностей монцоннтоидов массива прнзматическизернистая, мон-
цонитовая, гипидиоморфнозернистая и пойкилитовая, участками пег-
матитовая, в микрозериистых и порфировых породах — микропризма-
тическизернистая, панидиоморфнозернистая, гранофировая. А. Н. Белов
отмечает возрастное и петрохимическое соответствие Бабайобского мас-
сива вулканитам шурабсайской свиты, рассматривает их как составные
части единой вулкано-плутонической ассоциации.
Весьма своеобразен Алычалыкский интрузив. Он прорывает вулка-
ниты шурабсайской свиты, а отдельные залегающие в ней силлообраз-
ные тела габброидов, идентифицируемые с таковыми Алычалыкского
массива, перекрываются в его окрестностях кучарской толщей (раваш-
ская свита?). Имеет 4-фазовое строение: 1) средне- и мелкозернистые
резко порфировидные трахитоидные оливинсодержащие биотит-пирок-
сеновыс анортоклазовые габбро, габбро-нориты и монцониты, 2) микро-
зернистые резко порфировидные трахитоидные оливин- и пироксенсо-
держащие анортоклазовые габбро-диабазы (щелочные базальты), 3)
средне- и мелкозернистые, местами слабо порфировидные пироксен-
биотитовые и двупироксеновые диориты, габбро-диориты, монцо- и сис-
нодиориты, 4) мелкозернистые порфировидные сиениты и сиенит-пор
фиры, 5) жильные микрозернистые сиениты, аплиты, сиеннт-аплиты.
Главной разновидностью массива, составляющей более 80% его
площади, являются трахитоидные анортоклазовые габброиды и связан-
ные с ними постепенными переходами монцониты. Площадь пород каж-
дого более молодого подразделения массива последовательно умень-
шается. Микрозернистые трахитоидные анортоклазовые габбро-диаба-
зы формируют центральный шток Алычалыкского массива размером
около 0,5X0,6 км и несколько овальных тел до 0,3X0,1 км и маломощ-
ных даек извилистых очертаний, а немного в стороне от него, в левом
борту Маллясая-— три силлообразных залежи до 700X80 м среди вул-
канитов шурабсайской свиты-
Породы III и 1¥фаз представлены телами преимущественно дайко-
образной формы (250X50 м), дайками и жилами, изредка мелкими
штоками, приуроченными в основном к юго-восточным и северо-восточ-
ным эндоконтактовым зонам массива. Почти по всему периметру инт-
рузив окаймлен кольцевой дайкой кварцевых порфиров (В. А. Ли,
Ф. Ф. Раджабов, 1980 г.) — субвулканических аналогов более моло-
дых кучарских или кызылнуринских вулканитов.
В сложении пород Алычалыкского массива участвуют плагиоклаз,
моноклинный (в единичных случаях ромбический) пироксен, оливин,
биотит, роговая обманка, калинатровый полевой шпат, кварц. От ран-
ней фазы массива к поздней в породах уменьшается количество пла-
гиоклаза (и понижается его основность), оливина, суммарного содер-
жания темноцветных минералов и, наоборот, увеличивается количест-
во калинатрового полевого шпата и кварца. Плагиоклаз в габброидах
I фазы по составу отвечает кислому — основному лабрадору, изредка
кислому битовниту, в монцонитовых фациях всегда характеризуется
несколько пониженной основностью (кислый-средний лабрадор), ме-
стами имеет слабо проявленную прямую зональность. В микрозерни-
стых габбро-диабазах плагиоклаз (порфировые выделения) имеет пре-
имущественно андезиновый состав, в центральных зонах отдельных
261
зерен изредка соответствует кислому битовниту Состав плагиоклаза в
габбро-диоритах, диоритах, монцо- и сиенодиоритах III фазы варьи-
рует от кислого андезина до кислого лабрадора. Необычно основным
является плагиоклаз сиенитоидной фазы — от кислого андезина до
основного лабрадора, большей частью он интенсивно деанортизнрован.
Оливин, определяемый как гиалосидерит, часто встречается среди по-
род I и II фаз массива. Моноклинный пироксен — характерный мине-
рал пород всех фаз массива, относится к авгиту и диопсид-геденбсргиту.
Изредка в габброидах I и диоритоидах III фазы отмечается гиперстен
(?). Биотит, как и пироксен, типоморфный темноцветный минерал, ко-
личественно почти всегда (исключение — сиениты и сиенит-порфиры).
уступающий пироксену. В габброидах ранних фаз красновато-корич-
невый, в дпоритопдах и сиенитах поздних фаз — более темноокрашсн-
ный, почти непрозрачный, но с тем же характерным красноватым от-
ливом. Темно-зеленая роговая обманка (обыкновенная) характерна
для диоритоидов III фазы, единичные зерна ее отмечаются в монцони-
товой фации габброидов ранней фазы и сиенитах заключительной. Ще-
лочные полевые шпаты Алычалыкского массива представлены анорто-
клазом, частью ортоклазом и микроклином. Именно в развитии таб-
литчатых порфировых и порфировидных выделений анортоклаза, соз-
дающих трахптоидную текстуру пород первых двух фаз комплекса, за-
ключается специфика состава и внешнего вида алычалыкских образо-
ваний. Минерал часто встречается также в зернах интергранулярнои
главной массы габброидов и монцонитов ранней фазы, а также ино-
гда наблюдается в монцонитах в виде оторочки вкрапленников плагио-
клаза, формируя структуру антирапакиви. Наряду с анортоклазом в
породах встречаются микроклин и ортоклаз, сосредоточенные в их
главной и основной массе. Кварц в основном наблюдается в межзерно-
вой микропетматитовой и гранофировой основной массе пород I, II и
IV фаз. Из акцессорных минералов существенное значение имеет апа-
тит, высокотитанистый магнетит и ильменит, устанавливаемые во всех
породах массива. В габброидах ранней фазы, кроме того, устойчиво
присутствует халькопирит. Основной структурный фон главной массы
пород массива определяется сочетанием офитовой, монцонитовой и мик-
ропегматитовой структур, кроме них можно встретить аллотриоморф-
нозернистую (во всех породах), бостонитовую (микрозернистые габбро-
диабазы) и призматичсскизернистую (диоритоиды).
Наиболее сложное и особенное по внутренней конструкции образо-
вание бабайобского комплекса представляет Актепинский интрузив.
Л. Г. Лунина и др. (1964 г.) считают его сформированным шестью
интрузивными фазами, а Б. Г. Хайруллин и др.34 — десятью. По
Б. Г. Хайруллину и др., в массиве наблюдается следующая последова-
тельность образования слагающих его пород (от ранних к поздним):
1) крупнозернистые габбро, 2) среднезернистые габбро, 3) мелкозерни-
стые диориты, 5) среднезернистые диориты, 6) мелкозернистые диори-
ты, 7) среднезернистые неравнозернистые кварцевые сиениты, 8) сред-
незернистые резко порфировидные кварцевые сиениты, 9) мелкозерни-
стые резко порфировидные кварцевые сиениты, 10) кварцевые сиенит-
порфиры, 11) жильные спенит-аплнты и бостониты. На геологических
картах Л. Г. Луниной и Б. Г. Хайруллина в северной части массива
обозначено серповидное тело «агматитов» (1.8 км2) — интрузивной
брекчии из многочисленных крайне сближенных друг с другом об.том-
34 1! со. «Магматизм. вопросы минера югии и геохимии llaTi;a.io-Kypaxiiiiici;<iio
региона», Ташкент. 1971.
262

ков габбро и диоритов, сцементированных неравнозернистыми кварце-
выми сиенитами — которые, с нашей точки зрения, представляю] одну
из фаз становления Актепинского интрузива. Учитывая гомодромную
очередность формирования массива, агматитовая масса интрудирована,
вероятно, вслед за мелкозернистыми диоритами шестого импульса.
Южным краем Актепинский интрузив прорывает кислые вулканиты
средне-верхнекаменноугольной надакской свиты, по остальному пери-
метру окружен различной шириной субвулканическим телом кварцевых
порфиров более молодого кызылнуринского комплекса. Пространст-
венное расположение пород различных фаз обнаруживает кольцевое
строение массива. Так, образования первых шести импульсов оказа-
лись сосредоточенными в центральной его части, где сохранились в
виде группы тел, образующих подковообразный, открытый к северу
контур — фрагмент древнего центрального штока.
Периферическая, наиболее значительная по размерам зона интру-
зива сложена «агматитами» и сиенитоидами последующих трех им-
пульсов, а кварцевые еиенит-порфиры заключительной фазы форми-
руют его молодой центральный шток. Среди габброидов массива выде-
ляются оливинсодержащие габбро, габбро-нориты, пироксен-амфиболо-
вые и биотит-пироксеновые габбро и габбро-диориты (лейкократовые
-аббро). Среди пород упомянутых выше как диориты, описываются в
основном сиенодиориты и монцониты, а среди кварцевых сиенитов от-
мечаются граносиеиитовые вариации.
Доминирующая разновидность габбро — биотит-пироксеновая, из-
редка содержащая буро-коричневый амфибол. Монцониты и сиенодио-
риты представлены биотит-пироксеновой и биотит-амфибол-пироксено-
вой вариациями, а сиенитопдные составляющие массива — пироксен-
сиотитовыми, амфибол-биотитовыми п существенно биотитовыми поро-
дами. Плагиоклаз габбро отличается исключительно высокой основно-
стью, достигая зачастую битовнит-анортитового состава, реже отвечает
обрадору, в монцонитах его состав колеблется от среднего до основ-
нот лабрадора в спенодиоритах находится на уровне основного анде-
зина, а в кварцевых сиенитах, граносиенитах и их порфировых эквива-
1ента.\ представлен средним олигоклазом-кислым андезином. Оли-
вин определяется как хризолит, моноклинный пироксен характери-
зуется как титанистый авгит, реже — ферроавгит. Изредка в породах
встречается ромбический пироксен розовой окраски. Биотит в габброи-
дах, монцонитах и сиенодиоритах красновато-коричневый, в сиенитои-
дах его окраска усиливается до темно-бурой, иногда почти черной. Ам-
фибол представлен обыкновенной зеленой роговой обманкой, встре-
чающейся почти во всех амфибол содержащих породах массива, и крас-
но-коричневым керсутитом, обычно ассоциирующим с титанистым ав-
гитом и красновато-коричневым биотитом в габбро ранних фаз. Кали-
натровый полевой шпат — ортоклаз-пертит устойчивый породообра-
пюший минерал монцонитов, сиенодиорптов, кварцевых сиенитов, гра-
носиенитов и их порфировых разностей. В этой же группе пород обыч-
но устанавливается кварц, приуроченный обычно к микропегматито-
вым и гранофировым обособлениям интергранулярной главной (и ос-
новной) массы. Важнейшие акцессорные минералы — апатит, высоко-
I титанистый магнетит, ильменит, пирит и халькопирит. Структура всех
тппов пород представлена комбинацией офитовой, пойкилоофитовой,
I реже габбровой, монцонитовой, пойкпломонцонитовой. микропегмати-
товой и гранофировой. В габброидах наиболее обычно сочетание офи-
товой, пойкилоофитовой и габбровой структур, местами осложненных
I Ьнтергранулярными пегматитовой и гранофировой, в монцонитах, сие-


263
нодиорптах, кварцевых сиенитах и граносиенитах характерно сот*
ние монцонитовой, пойкиломонцонитовой и пегматитовой (в том чи
гранофировой) структур.
Т-образный Джульбарсотканский интрузив Алмалыкского рай J
сложен нерасчлененными габбро и габбро-порфиритами, авгитовь J
монцонитами и сиенодиоритами, мелко- и среднезернистыми порфи J
видными авгитовым и авгит-амфиболовыми, биотит-авгитовыми и б 1
тит-амфиболовыми кварцевыми монцодиоритами, по петрографичесП1^
особенностям напоминающими породы Бабайобского интрузива. 1
ранними фазами этого массива параллелизуемы авгитовые ортоклаш
вые и анортоклазовые монцодиориты бассейна р. Саукбулака А.т J
лыкского района, а с его последующими фазами — тела сиенитов
северных предгорьев Кураминского хребта (район междуречья Ш1
газ — Абджаз).
Химические анализы показывают закономерное и последователь! J
изменение состава пород бабайобского комплекса от начальных фаз J
формирования к завершающим.
Ранние габброиды Актепинского массива по особенностям сод в
чрезвычайно близки к среднему типу высокоглиноземистого базалья
характеризуются высоким содержанием глинозема и кальция, низким]
умеренным содержанием кремнезема, немного повышенным калия!
пониженным натрия. Из плутонических аналогов ближе всего стояв
анортозитам лабрадор-битовнитового состава.
Анортоклазовые габброиды Алычалыкского интрузива относятся!
весьма высокоглиноземистым образованиям, но, в отличие от актив н
ских, высокое содержание в них глинозема сочетается с повышен» ш
общей и калиевой щелочностью, соответствующей щелочности оливе
вых щелочных базальтов. По содержанию кремнезема, магния- ьуи
ция, закисного и окисного железа, калия и натрия, анортоклазе»
габбро вполне сопоставимы с щелочными.
В последующих членах комплекса — габбро-диоритах, монцоииш
монцо- и сиенодиоритах и др. — заметны аналогичное анортоклазом
габброидам сочетание высокой глиноземистости (но меньшей, чем!
габброидах, в том числе анортоклазовых) и повышенной щелочносв
с одной стороны, и последовательная тенденция к увеличению сот»J
жаний кремнезема, уменьшению концентраций кальция, магния и С
щего железа — с другой. В сиенитоидной части комплекса эта те»!
ция продолжается, с ней связана также инверсия в соотношении л
лочей, постоянное и заметное преобладание весовых содержаний кат
над натрием. Тип щелочности калинатровый (подтип сиенитондной (
ставляющей натри-калиевый) и калиевый (сиенитоиды).
Своеобразен нормативный состав пород комплекса. В ранних гаоа
и монцонитоидах обращает на себя внимание устойчивое сочетя
оливина, гиперстена и ортоклаза с повышенными значениями а нор!
и часто встречающимся нефелином, а в группе сиенитоидов — орте Л
за, гиперстена и кварца. Следует отметить высокое содержание]
всех породах комплекса нормативных апатита, ильменита и магия!
Общая железистость пород определяется как умеренная (в cpe»J
55%).
В эндоконтактах большинства интрузивных тел отмечаются ей
ходы от ясно зернистых пород к закаленным порфировым фациям. 
роды отдельных фаз бывают закалены на всю их видимую мощном
что указывает на гипабиссальную обстановку формирования бабий
ского комплекса. Минеральный парагенезис пород свидетельствуем
чрезвычайно высокой температуре криталлизуюшегося материала.
264
Акцессорно-минеральный тип комплекса — апатит-ильменит-гита-
номагнетитовый. В качестве характерных, часто встречающихся ак-
гссориев Р. Г. Юсупов и др. (1978 г.) и В. В. Баранов и др. (1972 г.)
ктмсчают бадделеит, касситерит, шеелит, пирит, халькопирит и шпи-
ель. Наиболее примечательная геохимическая особенность бабайоб-
.кого комплекса — обогащенность фосфором и стронцием. Характер-
цы превышающие кларк концентрации меди, свинца, золота, серебра,
икандия, висмута и молибдена. Из эндогенной минерализации, связан-
юй с формированием комплекса, наибольшее значение имеют апати-
говая, медная (с золотом, молибденом, висмутом и серебром) и арсе
рдно-кобальтовая (с серебром).
Геологические соотношения указывают на предравашскпй возраст
арактсризуемой ассоциации. Убедительный аргумент в пользу этого
иовода — прорывание пород бабайобского комплекса сложными дай-
кчи диабаз-гранитпорфирового состава — корнями покровов или суб-
лканическими образованиями контрастного равашского вулканиче-
ского комплекса. Данные о комагматичности пород комплекса одно-
|пппым по составу вулканитам шурабсайской трахибазальт-трахиан-
; зитовой свиты также свидетельствуют о его раннепермском возрасте.
1 цитологические измерения возраста немногочисленны, дают 246—271
лн. лет (калий-аргоновый метод, монцониты и сиенодиориты, ИГ АН
ЬджССР, ИГиГ АН УзССР), не противоречат геологическим данным.
Артинско-позднепермский равашский трахибазальт-
липаритовый комплекс
I Развит в основном в юго-западных отрогах Чаткальского хребта
гхлючая гряду АГайгашкан), где его формирование связано с заложе-
нием Кызылнуринской, Майгашканской, Карабашской, Бабайтаудор-
taoii, Кугалинской резургентных кальдер, ограниченно — на южных
ионах (Коксарек-Кумлайская депрессия) и в осевой части Курамин-
|с>ого хребта. Геологическое положение комплекса среди других маг-
матических ассоциаций Чаткало-Кураминского региона определяется
||>:огласным залеганием накоплений равашской осадочно-вулканоген-
п й свиты на породах шурабсайской свиты и перекрыванием кызылну-
Иринскими вулканитами. Артинско-позднепермский возраст комплекса
штпрован органическими остатками из базальных слоев равашской
Влиты в районе горы Сарытайпан на водораздельной части Кхрампн-
кэго хребта (приложение 21).
I Одна из характерных особенностей равашского комплекса заклю-
1<ется в резко выраженной контрастности состава слагающих его по-
представленных главным образом трахибазальтами и липаритами,
к условиям образования среди пород различаются пирокластические,
Ивовые, вулканомиктовые, экструзивные, жерловые и субвулканиче-
шие. Из этой группы фаций наиболее распространены эксплозивная,
Ивовая и субвулканическая. Базальтоидная часть проявлена преиму-
^^твенно в лавовой и субвулканической фациях, представлена трахи-
И альтами. трахидолсритами, трахиандезито-базальтами, диабазами,
Предка отклоняющимися до трахиандезитов и трахиандезито-дацитов.
№ мне породы относятся главным образом к пирокластической, в
В.'ныпей мере — экструзивной и субвулканической фациям, по составу
Идечают липаритам и трахилипаритам, реже липарито-дацитам и да-
Hi ам.
265
водораздел
р. Кашкасу и
Тал дыбу лак
ГН. Ситкевич
Рис. 29. Схема сопоставления разрезов вулканогенных комплексов в Кассат
грабене.
I — оясайскпм, II — ту рабски it III — раваннкнп, IV — кызы, hivj шпенп й.
266
Базальные слои равашской свиты представлены вулканомиктовыми
грубозернистыми песчаниками, гравелитами, а иногда конгломератами.
Е песчаниках часто содержатся желваки и линзы красных яшм и
кремней, иногда встречаются линзы известняков. Общая мощность ба-
зальных слоев колеблется от первых десятков метров до 150—200 м.
В Кызылнуринской вулканоструктуре кислые и основные породы
комплекса соотносятся как 1:6 (рис. 30) Мощность разреза колеблется
Рис. 30. Схема сопоставления разрезов трахпбазальт-лпларшового равашского
(I) п лпнарит-трахплипаритового кызылнуринского (II) комплексов
в Кызыл ну рппской кальдере.
от 325 до 825 м. Эксплозивная фация этой кальдеры представлена ту-
фами липаритов, трахибазальтов и трахиандезито-базальтов.
Туфы липаритов приурочены главным образом к низам разреза
комплекса. В северной половине кальдеры они представлены лапиллие-
выми разностями, формирующими горизонты мощностью 100—140 м. а
в южной — пепловыми горизонтами мощностью до 75 м. Туфы состоят
аз обломков дацитов, фельзитов. полевых шпатов- кварца,
(вулканического стекла. Структура пород литокристаллокластнческая,
кристаллокластическая, связующей массы — тонкопепловая, тонкопе-
литовая, витрокластическая.
Туфы трахиандезито-базальтов и трахибазальтов характерны для
267
верхней части разреза, но иногда, в северной половине кальдеры, gtm'-I
чаются и в его основании (приложение 12). В южной части они лапц-
тевые, в северной — агломератовые и глыбовые. Мощность соотзЛ
ственно меняется от 165 до 230 м.
Эффузивную фацию Кызылнуринской кальдеры характеризуют . 
вы трахибазальтов (перемежающиеся с липаритовыми туфами и вулкя
номиктовыми песчаниками), присутствующие как в основании разрец,
так и в его верхней части. .Мощность лав колеблется от 8,0 до 60 м.1
Породы жерловой фации распространены в пределах двух ареала
центров извержения комплекса, один из которых находится в нижнЛ
течении р. Текели на севере Кызылнуринской вулканоструктуры, 1
другой — в ее центральной части, в верховьях Чириксая. В бассет?
р. Терекли —это крупная изометричная жерловина 1,3X2,0 км, со-
стоящая из агломератовых туфов и лав трахибазальтов и трахиандез-
то-базальтов. С севера к ней примыкает жерловина 0,6X1 км, слож-
ная флюидальными дацитами и их эруптивными брекчиями. К запа;1
от этих главных некков расположены две паразитические жерловие i
диаметром 250 и 500 м, выполненные трахиандезито-базальтами. IJ
втором центре извержений установлены три жерловины из андезит>4
базальтов и их эруптивных брекчий. Форма тел изометричная (350'1
500 м) и удлиненная (400X1100 м).
Субвулканическая близповерхностная фация, представленная пекло!
чительно силлобразными телами фельзитов, особенно широко развив
в районе горы Раваш. Мощность тел колеблется от 5 до 100 м, прог•
женность1,0—5,0 км. По мере приближения к восточному краю Кызыт-
нуринской вулканоструктуры, сопряженной с Дукент-Гушсайским ра!
ломом, происходит сгущение субвулканических тел, увеличение и!
мощности (до 100 м) и протяженности (до 5,0 км).
Субвулканическая гипабиссальная фация равашского комплекс!
весьма специфична. Это серия сближенных в пространстве сложно™
строенных даек мощностью от 2 до 15 м и протяженностью до 4.0 ivj
К востоку от горы Раваш они формируют довольно широкий (12 к»;
и протяженный (не менее 50 км) дайковый пояс, протягивающийся!
северо-восточном направлении из бассейнов р. Карабау и Каттасая I
осевую часть Чаткальского хребта (бассейны р. Акбулака и Терса), !
в среднем течении р. Чадака, к юго-западу от Бабайтаудорской кали
деры — небольшой, но насыщенный дайками рой протяженностью оком
10,0 км и шириной до 1,5—2,0 км. По-видимому к этому же комплекс!
принадлежат и многие другие участки концентрации сложных гранив
порфир-диабазовых даек Чаткало-Кураминского региона, обычно бг!
достаточных на то оснований относимых к «послекызылнурннсмпЯ
интрузивным образованиям.
Краевые зоны даек обычно сложены диабазами и диабазовым
порфиритами, долеритами и долеритовыми порфиритами, габбро-дщ!
базами, конга-диабазами и протеробазами, а центральная — бол»
молодыми по возрасту фельзитами, фельзит-порфирами, сфсролитовь-1
ми кварцевыми порфирами и гранит-порфирами. Обе контрастные р"!
новидности петрографически близки к соответствующим породам л-
вовой фации Кызылнуринской вулканоструктуры и, вероятно, являв
ся «корнями эффузий».
В разрезе равашской свиты Карабашской кальдеры, по данным
Н. П. Лаверова,35 выделяются четыре толщи неусточивой мощност!
35 В со. «Геология линаритовой формации районов Средней Азии и К'азахсЛ
на», М., 1972.
268
Первая (нижняя) существенно игнимбритовая линаритового
и тгффиты. Общая мощность толщи варьирует от 50 до 220 м. Прове-
денное авторами доизучение
толщи, выше базальных
показало,
конгломератов.
ЧТО
залегают
в нижней части первой
трахибазальты (бас-
1200
IOOO-
Сводный разрез
Н.П. Лаверов
С2т“Сдк nd
Рнс. 31. Схема сопоставления разрезов трахнбазальт-яинарцтового равашского
(I) п лппарнт-трахилппарптового кызылнуринского (II) комплексов
в Карабашскоп кальдере
сейн Чаулпсая, верховье Тахтыходжасая) мощностью не менее 30 м.
Помимо лав отмечаются маломощные прослои (до 5 м) туфов того же
состава (приложение 14). Вторая представлена куполом истечения ли-
паритов с лавовым потоком мощностью до 320 м (местами выклини-
вающимся), приуроченным к центру кальдеры. Лежачий и висячий бо-
ка покрова сложены брекчиями липаритов, а его середина — однород-
ными флюидальными и сферолитовыми разностями последних. Третья
I (пирокластическая) сложена в основном пепловыми туфами липари-
тов, в нижней и верхней частях разреза сопровождаемыми брекчиями
и агломератами фельзитов. Мощность ее колеблется от 60 до 470 м.
Четвертая (верхняя) локализована в юго-западной части кальдеры.
Образована двумя экструзивными телами массивных флюидальных и
.сферолитовых фельзитов (тип куполов истечения) мощностью от пер-
269
вых метров до 400 м, в основании переходящих в кластолавы. Таш
образом мощность покровных образований колеблется в пределах
690—1430 м. Магмовыводящие каналы равашской свиты приуроченьи
осложняющему Карабашскую вулканоструктуру Куакольскому раз-
лому.
Субвулканическая близповерхностная фация в пределах этого вул
панического сооружения наблюдается в виде многоярусных, связанны
друг с другом вертикальными перемычками, послойных тел липарита
мощностью от первых метров до 25—30 м, пронизывающих пирокла
стическую толщу. Вероятно, к субвулканическим интрузиям равашсю
го комплекса следует относить трахибазальты («базальты Невича»)
широко проявленные в северо-восточной части кальдеры и за ее пре
делами. В Бабайтаудорской кальдере равашские вулканиты сохрани
лись узкой полосой вдоль ее южной и восточной окраин. Наиболч
полный разрез комплекса наблюдается в восточной, смещенной nd
Кумбельскому разлому на 10—11 км части депрессии (бассейн р. Ча-
дака). Здесь также отмечается контрастное строение разреза (рис. 28),
но в отличие от других районов появляются субвулканические породы
среднего состава. Соотношение базальтоидной и липаритовой составу
ляющих определяется как 10:1.
В западном и южном направлениях объем кислых пород возрастает
Последние представлены пепловыми и лапиллиевыми туфами липари-
тов и липарито-дацитов. Кроме того, отмечаются ксенотуфы с oGjioJ
ками кислых и основных вулканитов. Мощность горизонтов колеблете!)
от 15 до 60 м. В западной части, в верховье Майликатансая, появляют-
ся грубообломочные до глыбовых туфы. Выделяются четыре лавовых
горизонта липаритов, переходящих в микросферолитовые и сфероли
говые разности мощностью от 30 до 150 м- один горизонт андезин
мощностью 25 м. Общая мощность разреза достигает 625 м.
В смещенной части кальдеры, в бассейнах Чадака и Джулайсая
базальтоидная часть комплекса представлена преимущественно суб-)
вулканическими пластовыми залежами (мощность от 10 до 150 м) ан-
дезито-базальтов и трахибазальтов (приложение 18). Наряду с нимц
встречаются довольно значительные по размерам тела андезитов и ан-
дезито-дацитов.
Базальты и андезито-базальты состоят из порфировых выделений,
нередко гломеропорфировых агрегатов лабрадора, диопсида, роговой
обманки, одиночных зерен калишпата и основной массы с микролите
вым строением.
Крупное субвулканическое тело андезитов (около 4,0 м2) располо!
жено по левому борту Джулайсая. Порода состоит из порфировых вы-
делений калишпата, плагиоклаза, роговой обманки, редко кварца и
микропризматическизернистой основной массы.
Жерловая фация представлена многочисленными некками преиму
ществснно кислого состава. На участках Безводном и в Мазарсае от-
мечаются некки диаметром до 400 м, выполненные ксенотуфами, по
Сансалаксаю вскрыта жерловина базокварцевых липаритов диаме,-
ром около 1 км, а на юге Чадакского района — некк липарито-даци-
юв п их туфов площадью около 0,5 км2.
В Коксарек-Кумлайской депрессии к равашскому комплексу отно-
сится кучарская толща (приложение 19). В основании ее залегают
базальные конгломераты, сменяющиеся по простиранию (в юго-запад-
ной части структуры) мощной толщей вулканомиктовых песчаников и
алевролитов. Выше залегают липарито-дациты с линзами обсидианов
270
трахидацитов. Суммарная мощность отложений около 300 м. Вулкани-
ты рассечены силлами трахидолеритов мощностью от 1—3 до 50 м.
В Кугалинской кальдере соотношение кислых и основных пород ра-
вашского комплекса примерно одинаковое (приложение 17). Общая
мощность разреза здесь достигает
(рис. 32). Эксплозивная фа-
1100
м
Рис. 32. Схема сопоставления разрезов трахпбазальт-.ишаритового равашского (I) и
.тнпарпт-трахилннарптового кызылнурпнекого (II) комплексов
в Кугалпнекой кальдере.
дня проявлена главным образом в нижней половине разреза, пред-
ставлена псаммитовыми туфами и игнимбритами липаритового, липа-
рито-дацитового и трахилипаритового состава мощностью от 20 до
150 м с тенденцией увеличения мощности к юго-восточному борту каль-
деры. В единичных случаях отмечаются туфы трахибазальтов мощно-
стью от 1,5 м до нескольких десятков метров.
Эффузивную фацию характеризуют потоки трахибазальтов и трахп-
долеритов, в отдельных случаях с четким агломератовым строением в
подошве и кровле. Мощность лав колеблется от 11 до 130 м. В северо-
восточной части кальдеры заметно увеличиваются мощность и количест-
во лавовых потоков. Трахибазальты иногда миндалекаменные (минда-
лины заполнены кальцитом и флюоритом). В порфировых выделениях
обычны анортит, калишпат, слабо титанистый авгит и роговая обманка.
Структура основной массы пород интерсертальная, микродиабазовая,
пилотакситовая.
Трахидолсриты состоят из плагиоклаза (лабрадор-битовнит),
271
ромбического пироксена (энстатит), реликтов оливина. Из акцессорный
типичны циркон и апатит. Структура основной массы долеритовая, мнк-1
родолеритовая, диабазовая, микродиабазовая, реже пилотакситовая. 1
Жерловая фация распространена в северо-восточной и юго-восю-I
ной частях кальдеры. Наиболее крупный некк располагается на вистом!
кальдеры, имеет в поперечнике 1,ОХ 1,8 км, выполнен трахиба-1
залогами, по периферии окаймленными эруптивной брекчией с ipaxii.l
базальтовым цементом и обломками трахилипаритового состава. В I
Ю1 о-восточном ареале извержения экструзии представлены породами I
преимущественно кислого состава.
Субвулканическая фация равашского комплекса проявлена в Куга-1
линской кальдере силлообразными залежами трахидолеритов (moi Л
ность до 200 м), трахилипаритов и липаритов (мощность до 70 м), по!
составу неотличимых от соответствующих им пород эффузивной фации I
В Кассанском грабене комплекс мощностью до 300 м имеет неболЛ
шое распространение вдоль южной границы. В западном направлении!
ближе к Кугалинской кальдере в Малом Кассанском грабене мот-1
ность его удваивается. По данным Я. М. Рафикова (1973 г.), в ochob<i-|
нии отмечается переслаивание вулканомиктовых песчаников с туфами I
лппарптового состава общей мощностью 65 м (рис. 29). ОсновнуюI
часть разреза составляет лавовый поток трахиандезитов до 225 м. I
Субвулканпческая близповерхностная фация представлена едини-,-1
ними пластовыми телами трахибазальтов мощностью от 25 до 40 м. I
В Малом Кассанском грабене, по данным Г- II. Ситкевича (1965 г.)1
в равашском разрезе, кроме липаритовых туфов и трахибазальтов. по-
являются трахиандезиты. Кислые вулканиты имеют подчиненное зна-|
чение.
Контрастный характер состава магматиюв равашского комплекса
подчеркнут либо полным выпадением промежуточной между базальта-1
ми и липаритами группы пород, либо ее очень ограниченным распро’1
страпением. Наблюдается изменение петрохимических свойств главных!
типов пород в направлении от восточных вулканоструктур к западным.
Так, базальты Кугалинской кальдеры по химизму близки к среднему!
типу базальтов континентальной оливин-базалътовой ассоциации, от-
личаясь от них более высокой глиноземистостыо, пониженной магне-|
зиальностью и титанистостью. По содержанию титана они вместе с
тем превосходят все другие типы позднепалеозойских базальтоидов
Чаткало-Кураминского региона. Липариты этой структуры характе-1
ризуются калинатровым (натри-калиевый подтип) и калиевым типами
щелочности (последний преобладает). Базальты Коксарек-Кумлайской!
депрессии близки к кугалинским, но по сравнению с последними содер-
жат больше натрия и калия, меньше титана (хотя обогащены им отно-|
сительно базальтоидов других комплексов). Базальтоиды западных!
вулканоструктур характеризуются меньшей недосыщениостью кремне-
земом, титанистостью, магнезиальностыо и известковистостью. Однако
по содержанию щелочей и их отношению они соответствуют базальтам
Коксарек-Кумлайской депрессии, представляя промежуточный петро-
химический тип между базальтами континентальной оливин-базальто-'
вой и трахибазальтовой ассоциациями. Липариты этих районов замет-
но менее калиевые (тип щелочности калинатровый). Следует обратить
внимание на характерную закономерность в соотношении калия и нат-
рия в породах контрастного комплекса в разных районах его место-
нахождения: чем меньше суммарное содержание щелочей в базальтах,
тем выше оно в липаритах (и чем меньше калия в базальтах, тем
больше его в липаритах).
272
Петрохимическое равновесие такого рода т называет на одинако-
вый исходный тип магмы контрастного комплекса. Химизм сложнопо-
строенных диабаз-гранитпорфировых даек осевой части и юго-запад-
ных отрогов Чаткальского хребта по всем показателям совпадает с
химизмом вулканитов равашского комплекса западных вулканострук-
тур.
Геохимические ранные свидетельствуют о повышенных содержа-
ниях в породах равашского комплекса таких элементов- как висмут,
сурьма, олово, молибден, серебро, золото, фтор. Металлогеническое
значение комплекса подчеркивается приуроченностью к местам его
распространения минерализаций золота и фтора.
Позднепермско-раннетриасовый кызылнуринский липарит-
трахилипаритовый комплекс
Один из наиболее широко распространенных в Чаткало-Кура.мин-
ском регионе. Области его развития пространственно совпадают с вул-
канитами равашского комплекса.
В Бабайтаудорской кальдере поля кызылнуринских вулканитов ох-
ватывают бассейны р. Камчика и Дукента, развиты в верховьях р. Ча-
дака и Ризака. В Кызылнуринской кальдере комплекс в виде широкой
полосы протягивается начиная от верховьев Башкызылсая и до вер-
ховьев сая Куранты В Карабашской вулканоструктуре кызылнурин-
ские вулканиты сосредоточены главным образом в ее северо-западной
части, располагаясь на склонах, обращенных к р. Чирчику, в Майгаш-
канской — на северных склонах одноименной гряды.
Представляющая характеризуемый комплекс кызылнуринская вул-
каногенная свита является самым поздним стратифицированным под-
разделением верхнего палеозоя Чаткало-Кураминских гор. Она с не-
большим угловым и азимутальным несогласием и нередко с размы-
вом перекрывает породы равашской свиты по растительным остаткам
датируется как поздиепермско-раннетриасовая. Определения абсолют-
ного возраста липаритов комплекса (калий-аргоновый метод, породы,
серициты. ИГЕМ АН ССР) из покровной, жерловой и субвулканиче-
ской фаиий в основном укладываются в интервал 270—285 млн. лет,
единичные измерения отклоняются как в сторону более древних (до
321 млн. лет), так и более молодых (до 249 млн. лет) значений.
Комплекс сформирован преимущественно породами эксплозивной,
экструзивной, субвулканической близповерхностной и гипабиссальной
фаций.
Образования вулканомиктовой и жерловой фаций распространены
ограничено. Главенствующий тип пород покровных и приповерхностных
фаций — трахилипариты п липариты, а субвулкапических — гранит-пор-
фиры. В Кызылнуринской кальдере в основании кызылнуринской свиты
залегают конгломераты и полимиктовые песчаники мощностью до 32,0 м,
которые выше по разрезу перекрыты вулканитами эксплозивной и эф-
фузивной фаций. В юго-восточной части структуры (бассейн р. Ре-
ваште) — это пепловые туфы липаритов мощностью до 177 м и сме-
няющие их игнимбриты трахилипарито-дацитов мощностью немногим
более 100 м (рис. 30). На юго-западе кальдеры (бассейн р. Кызылсая)
I в разрезе толщи (мощность до 285 м) наблюдается чередование гру-
бообломочных агломератовых и глыбовых туфов липаритов с брекчие-
выми лавами трахилипаритов.
Разрез свиты в южной части кальдеры сложен агломератовыми
туфами существенно трахилипаритового состава, которые в централь-
ной части пирокластических потоков за счет интенсивного спекания
273
приобретают лавовидный облик. Все другие тела в рамках Кызыле J
ринской кальдеры представлены породами субвулканической и отчасти
жерловой фаций.
Характерным представителем приповерхностной субвулканическо!
фации является Кызылнуринский лакколит — субвулкан площадью
около 100 км2 и мощностью до 1,0 км в центральной части свода. Со-
став пород лакколита линаритовый и трахилипаритовый. Центральные
зоны этого массива содержат обильные вкрапленники кварца и поле-
вых шпатов, количество и размеры которых по направлению к контак-
там с вмещающими образованиями постепенно уменьшаются вплоть до
перехода порфировых пород в фельзитовидные (часто флюидальные)
разности.
Гипабиссальная субвулканическая фация кызылнуринского комп-
лекса проявлена в виде даек и небольших штокообразных тел гранит-
порфиров «музбельского типа», расположенных по периферии кальде-
ры, пространственно совмещенных с ограничивающими ее разломами.
Мощность даек колеблется от первых десятков то 700 и, протяженность
достигает 8,0 км. Размеры штоков обычно не превышают в плане
400 м.
брек-
начп-
К жерловой фации отнесены два овальных некка 250X500 м каж-
дый в восточной части кальдеры и некк 1,5X2,2 км, находящийся в ее
юго-восточном углу. Некки выполнены лавами и эруптивными
чиями липаритов и трахилипаритов.
Разрез кызылнуринской свиты в Майгашканской кальдере
нают туфобрекчии и туфоконгломераты с линзами и прослоями поли-
миктовых песчаников. Выше в разрезе фиксируется довольно мощная
(до 300 м) пачка вулканитов, более или менее равномерно прослаивае-
мых алевролитами (мощность 12—15 м). В центре кальдеры разме-
щается экструзивное тело липаритов и трахилипарито-дацитов (лавы
и брекчиевые лавы). Экструзивные тела аналогичного состава трасси-
руют восточную и западную границы кальдеры.
Вулканиты кызылнуринского комплекса в Карабашской кальдере
образованы породами в основном эксплозивной фации (рис. 31). Раз-
рез свиты имеет двучленное строение. Нижнюю толщу (мощность до
250 м) слагают преимущественно сферолитовые и флюидальные базо-
кварцевые липариты, липариты и их туфы. В ее основании залегает
осадочный горизонт конгломератов, песчаников и алевролитов. В се-
верной половине кальдеры мощность вулканогенной составляющей
толщи резко сокращается до полного выклинивания.
На вулканиты нижней толщи, местами на ее базальные слои, наи
гает верхняя игнимбритовая толща липаритов, содержащая, кроме то-
го, линзы черного вулканического стекла (обсидиана) и туфы липари-
тов. Максимальная мощность вулканогенных пород этой толщи 350 м.
Жерловую фацию Карабашской вулканоструктуры характеризует
удлиненный трахилипаритовый некк 200X900 м, расположенный в
восточной части кальдеры (верховья р. Агаты) и контролируемый Чи-
баргатинским разломом.
Образования экструзивной фации приурочены к бортам структуры,
где образуют три выжатых купола трахилипаритов мощностью от 0,2
до 1,0 км и протяженностью до 4,0 км.
Породы субвулканической фации сопряжены с системой опоясываю-
щих кальдеру кольцевых разломов, трассируя их дайками, штокообраз-
ными телами и этмолитами. Эти тела имеют сложное внутреннее строе-
ние, обусловленное неоднократным внедрением магматических распла-
вов трахилипаритового состава. В наиболее глубоко вскрытых корне-

274
вых частях раскристаллизованность тра.хплипиритов возрастает, они
нередко переходят в гранит-порфиры.
Кызылнуринский комплекс Бабайтаудорской кальдеры представлен
породами преимущественно субвулканической фации. Покровные обра-
зования в виде узкой прерывистой полосы сохранились в южной пери-
ферической зоне этой структуры. В ее смещенной восточной части зна-
«ение покровных вулканитов несколько возрастает, однако и здесь их
гораздо меньше, чем субвулканических и экструзивных.
Разрез свиты начинает пачка переслаивающихся конгломератов и
песчаников мощностью от 50 до 300 м, включающая в бассейне р. Кы-
зылсу горизонт (мощность 30 м) брекчиевых лав липаритов с отдель-
ными прослоями флюидальных и шаровых лав.
Вулканиты экструзивной фации сосредоточены в смешенной восточ
ной части кальдеры, где слагают четыре воронкообразных вулканиче-
ских (тип лавовых пробок) купола от 9 до 35 км2: Ра.хман-Джайляу-
ский, Камчинский, Джулайтауский и Айгырбайтал-Сансалакский. Пе-
риферические зоны куполов сложены фельзитовидными флюидальными
липаритами, обрамляющими центральные зоны из более раскристалли-
зованны.х липаритов, местами переходящих в гранит-порфиры.
Субвулканическая гипабиссальная фация представлена крупнейшим
слабо вытянутым в широтном направлении Бабайтаудорским лакколи-
том (365 км2), расположенным в центральной части кальдеры. Форма
массива асимметричная (с крутым северным и пологим южным кон-
тактами). В южном экзоконтакте наблюдается ряд небольших силло-
образных саттелитов лакколита. Состав пород массива довольно одно-
родный — граиит-порфировый. В его краевых зонах и апофизах на-
блюдаются переходы к флюидальным базокварцевым липаритам и тра-
хилнпарнтами.
К этой же фации относятся широко развитые в пределах кальдеры
дайки и дайкообразныс тела гранит-порфиров музбельского типа, ко-
торые трассируют ограничивающие се дугообразные разломы. Мощ-
ность самой крупной из даек- Майликатанской — достигает 800 м (в
пережимах сокращается до 50 м). Она протягивается на расстояние
25 км, падает круто в направлении центра структуры.
В Кугалинской кальдере вулканиты кызылнуринского комплекса
сохранились в основном вдоль восточного и юго-восточного ее бортов
(приложение 17). Покровная группа фаций развита на ограниченной
площади, представлена липаритовыми туфами, реже туфопесчаниками,
миноегью соответственно 30 и 35 м (рис. 32). Прсимхществснно
здесь проявилась экструзивная фация, проявленная вдоль бортов каль-
деры в виде линейных экструзивных куполов протяженностью около
10 км при ширине до 3 км В глубоко эродированных участках мощ-
ность тел уменьшается до 250 м- В вулканические купола в эндоконтак-
те сложены базокварцевыми трахилипаритами (мощность 30—200 м),
к центру постепенно переходящими в более раскристаллизованные раз-
ности трахилипаритов. В породах отчетливо проявлена веерная от-
дельность, подчеркивающая воронкообразную форму тел.
В западной глубоко эродированной половине кальдеры сохранилась
тишь субвулканическая гипабиссальная фация описываемого комплек-
са. Она представлена дайками гранит-порфиров, трассирующими гра-
ницу просадки и субрадиальные разломы в северной ее половине.
Мощность тел колеблется от первых десятков метров до 1,0 км, протя-
женность от 1,0 до 20 км.
В Кассанском грабене отложения кызылнуринской свиты слагают
толщу чередующихся слоев песчаников, алевролитов, аргиллитов с
маломощными линзами карбонатных пород обшей мощностью до
300 м.
275
Вулканиты одной и той же фациальной принадлежности в раьцч-
ных вулканоструктурах по внешнему виду и микроскопически iiepai-l
личимы, в связи с чем приводится их обобщенная петрографическая!
характеристика.
Среди пород эффузивной фации различаются лавы и кластолавы
липаритов и трахилипаритов, фельзитов, сферолитов, изредка отме-|
чаются обсидианы, а среди пород жерловой и экструзивной фаций на-1
ряду с лавами часто встречаются эруптивные брекчии и лавобрекчии
общественно линаритового и трахилипаритового состава. Наиболее ха-
рактерны липариты. Порфировые разновидности липаритов и трахили-1
паритов содержат фенокристы кварца, калишпата, плагиоклаза, биоти-1
та, очень редко амфибола. Доминирующий минерал вкрапленников —
микро- и криптопертитовый калишпат с оптическими показателями!
микроклина и ортоклаза. В некоторых вкрапленниках часть зерна зз-|
нята микропегматитовым кварн-калишпатовым агрегатом. Плагиоклаз!
по составу альбит, альбит-олигоклаз, в редких вкрапленниках кислый
олигоклаз часто замещается калишпатом, местами образующим во-1
крут него характерные оторочки типа «антирапакиви». Биотит темно-!
бурый, обычно сильно разложен (оиацитизирован, хлоритизировап, I
карбонатизпрован). Роговая обманка обыкновенная зеленая, как и
биотит, большей частью интенсивно замешается хлоритом, карбонатом,I
ожелезнсна. Основная масса пород имеет существенно кварц-калишпа-1
товый состав, по степени раскристаллизации крайне неодноротна,]
структура ее микрофельзитовая, криптокристаллическая и витрофири-!
вая, участками мпкропойкилитовая, гранофировая, сферолитовая и
микрофлюида льна я.
Кластолавы и эруптивные брекчии несут частые обломки ксеноген-|
ного происхождения (диабазов, базальтоидов- андезитов и дпегих по-!
род). По составу цементирующей массы по существу идентичны липа- |
рптовым лавам. Липариты, трахилипариты и фельзиты субвулканичоЛ
ской приповерхностной фации петрографически ничем не отличаются
от вулканитов эффузивной, экструзивной и жерловой фаций, характс-1
ризуются аналогичными им вариациями структур. Гранит-порфирыI
субвулканической гипабиссальной фации по минеральному7 состав! 1
вкрапленников соответствуют охарактеризованным выше породам, от |
личаясь от них главным образом более высокой кристалличностью ос-
новной массы, имеющей мнкрогранитовую, микрогранофпровую, мик-1
ропстматитовую и реже микропойкилитовую структуру.
В группе пород эксплозивной фации наиболее широко развиты ir- <
нимбриты и туфы. Игнимбриты состоят из лин ювидных включепичЯ
вулканического стекла (фьямме) и цементирующего их, а также обв
ломки пород, пеплового и тонкозернистого кристаллокластического ту-1
фового мезостазиса. Раскристалли.зованность фьямме несколько выше, I
чем кристаллокластической массы. Состав минералов кристаллокла-И
стического материала не оставляет сомнений в его соответствии мине- I
ралам вкрапленников порфировых порот комплекса, состав фьямхп I
близок к дациту.
Всем породам кызылнуринского комплекса свойствен общий наборI
акцессорных минералов, наиболее распространенные из которых магигЛ
тит, апатит, монацит, ксенотим, циркон, циртолит, ортит, флюорит.!
халькопирит, пирит, ильменит. В небольших количествах, но устойчив
во встречаются муассанит и иоцит. Тип акцессорной минерализации!
циркон-апатит-флюоритовый.
Наиболее полное представление об особенностях химизма порчу!
кызылнуринского комплекса можно составить, рассматривая аналши-Я
276
ческие чанные по покровным и субвулканическпм образованиям. По-
следние указывают на повышенную кремнекислотность пород (содер-
жания кремнезема лишь изредка опускаются ниже 75,0 вес. %, в сред-
нем составляют 76,0%), умеренную глиноземистосгь и калиевый тип
щелочности (содержания калия почти не опускаются ниже 5,0 вес. %,
обычно колеблются между 6,0 и 7,0%). Из элементов-примесей, опре-
деляющих геохимическое своеобразие комплекса, укажем рубидий,
фтор, бор, олово, висмут, слрьму. В металлогсническом плане комплекс
продуктивен на фтор и редкие металлы.
Пермо-триасовый (?) арашанский грани -
лейкогранитовый комплекс
В состав комплекса нами включены лейкокраговые граниты, кото-
рые при геологическом картировании Чаткало-Кураминских гор обыч-
но относят к арашанскому, чаткальскому, чаркасарскому или кызыл-
торскому и терскому типам. Наиболее широко комплекс распространен
в Чаткальских горах, где представлен Майдантальскнм (батолит
260 км,2 на территории УзССР — юго-западная часть массива), Ма-
насским (трещинный плутон более 200 км,2 на территории УзССР —
южная часть массива), Ойгаинг-Баркракским (трещинный плутон
7,5 км2), Тузашм-Тастарсайски.м (шток 12,0 км2), Аккапчигайским
(трещинный плутон 4.5 км2), Баркрак-Аккапчигайским (шток 0,8 км2),
Саргордонским (трещинный плутон 2,5 км2) и Арашанскпм (трещин-
ный плутон около 200 км2) интрузивами. В Кураминском хребте комп-
лекс слагают Чаркасарский (овальный шток 55 км2), Беданалисай-
ский (изометричный шток около 10 км2), Кольчушкенсайский (трещин-
ный плутон около 5,5 км2), Центрально-Опарсайский (овальный шток
3,0 км2) и некоторые другие интрузивы, являющиеся составной частью
Гавасай-Чадакского батолита. Менее значительные гела штоко- и дай-
кообразной формы площадью до 1,5 км2 эпизодически встречаются в
других местах Кураминского хребта. В горах Каржантау комплекс
представлен одиночным Оясайским массивом (овальный шток около
2,0 км2).
Почти во всех хорошо изученных и детально закартированных ин-
трузивах обнаруживается сложное внутреннее строение комплекса,
обусловленное многократными инъекциями близких по составу магма-
тических масс.
Типовой массив Чаткальского хребта — Арашанский — образован
последующей схеме (от ранних пород к поздним): 1) крупно- и грубо-
I зернистые порфировидныс биотитовые, иногда амфибол-биотитовые
I граниты, аляскитовые граниты — главная интрузивная фаза, 2) круп-
I но- и среднезернистые местами порфировидные, часто неравномерно-
I зернистые биотитовые и амфибол-биотитовые граниты — первая до-
I волнительная фаза, 3) мелко- и среднезернистые порфировидные бпо-
|титовые и амфибол-биотитовые граниты — вторая дополнительная
I фаза, 4) биотитовые мелкозернистые резко порфировидные и равно-
зернистые граниты — третья дополнительная фаза, 5) гранит-аплиты,
I аплиты, мелкозернистые лейкократовые граниты (аляскиты), пегмати-
I ты, керсантиты — фаза жильных пород I этапа, 6) диабазовые порфи-
I риты, гранит-порфиры — фаза жильных пород II этапа.
Амфиболсодержащие разности гранитов распространены главным
[образом в юго-восточной половине этого интрузива, тогда как его се-
веро-западная часть сложена преимущественно аляскитоидными и су-
[шественно биотитовыми гранитами.
277
Типовой массив Кураминского хребта — Чаркасарский — такж,
имеет сложно многофазовое строение: 1) крупнозернистые равнозерни
стые местами порфировпдные биотитовые и мусковит-биотитовые гра-
ниты и аляскиты — главная интрузивная фаза, 2) мелко- и среднезер
нистые редковкрапленниковые биотитовые и мусковит-биотитовые, из
редка амфибол-биотитовые граниты и гранит-порфиры — первая до
полнительная фаза, 3) мелко- и тонкозернистые резко порфировидные
биотитовые, мусковит-биотитовые и амфибол-биотитовые граниты и
гранит-порфиры — вторая дополнительная фаза, 4) мелкозернистые
полосчатые биотитовые и мусковит-биотитовые граниты (полосча-
тость обусловлена многократным чередованием полос лейкократовых и
меланократовых гранитов) — третья дополнительная фаза, 5) мели»
зернистые биотитовые граниты и гранит-порфиры — четвертая допол-
нительная фаза, 6) аплиты, аплитовидные гранит-порфиры, гранофи-
ры и фельзит-порфиры, аплит-пегматиты, пегматиты — жильные поро-
ды I этапа.
1 ракиты Чаткальски.х массивов имеют преимущественно фанерито-
вый облик, порфировые фации в них редки (Саргордонский интрузив)
В массивах Кураминского хребта фанеритовые и порфировые разности
пород развиты практически в равной пропорции, а в некоторых телах,
например, Беданалисайском и Кольчушкснсайском, порфировые раз-
ности явно доминируют. Они тяготеют к периферическим зонам .масси-
вов, что заметно по увеличению размерности зерен основной массы
гранитов в наиболее глубоко вскрытых частях массивов.
В массивах многократного строения крупнозернистые граниты глав-
ной интрузивной фазы являются ведущей разновидностью, граниты до-
полнительных интрузий даже в суммарном объеме имеют подчиненное
значение, хотя площадь отдельных тел последних достигает 10—12 км2.
По форме дополнительные интрузии представляют либо пологие пла-
стообразные залежи, либо дайкообразные тела и небольшие (до 1,5-
2,0 км2) штоки, пространственно тяготеющие к окраинным зонам плу-
тонов. Состав гранитов выдержанный, несущественно варьирующий как
в территориальноразобшенных массивах, так и в пределах единого
сложнопостроенного массива.
Главные породообразующие минералы гранитов — плагиоклаз, ка-
линатровый полевой шпат, кварц и биотит. Местами появляющиеся в
них мусковит и реже амфибол имеют второстепенное значение. Плагио-
клаз большинства массивов образован зональными порфировиднымц
выделениями, состав которых изменяется от основного андезина в
ядерных зонах до кислого олигоклаза и альбит-олигоклаза в перифе-
рических, и незональным олигоклазом главной массы гранитов. Среди
калинатровых полевых шпатов распознаются микроклин- и
ортоклаз-криптопертиты, в которых количество альбита варьирует от
27 до 39%. Биотит красновато-коричневый, темно-бурый, до черного,
почти непрозрачного (в Баркракском массиве имеет необычную зелено-
вато-бурую окраску). Амфибол в большинстве массивов определяется
как обыкновенная зеленая роговая обманка. Изредка (Арашанский,
Тузашуйский массивы) в разновидностях гранитов повышенной ще-
лочности наряду с обыкновенной роговой обманкой отмечается гас-
тингсит. Мусковит, устойчиво встречающийся в гранитах, чаще всего
образует самостоятельные индивидуализированные пластины, местами
же заметно его образование за счет собирательной перекристаллиза-
ции серицита. Кварц представлен зернами порфировидных и порфиро-
вых выделений и зернами главной и основной массы. В Майдаиталь-
ском, Арашанском, Баркпакском массивах встречается кварц млрме-
278
китовых вростков в плагиоклазе и симплектитовых срастаний в биоти-
те- Акцессорные минералы — ильменит, гематит, сфен, апатит, циркон,
циртолит, флюорит, флюоцерит, топаз, монацит, ксенотим, колумбит,
декл-уазит, фергусонит, гадолинит, ортит, торит, оранжит, шеелит, тур-
малин, наэгит, касситерит, вольфрамит, самородный висмут, гранат,
молибденит, сфалерит, пирит, халькопирит. Типоморфными из этой
группы минералов являются монацит, флюорит, фергусонит, колумбит,
касситерит, шеелит, топаз, турмалин, флюоцерит и гадолинит, деклуа-
зит, самородный висмут. Структура преимущественно гипидиоморфно-
зернистая, в гранитах дополнительных интрузий нередко наблюдается
аллотриоморфиозернистая. Во всех типах гранитов, но особенно часто
к мелкозернистых и порфировых разностях, встречаются микропегмати-
товая и гранофировая структуры.
Достаточно мощно в связи с гранитами арашаиского комплекса
проявлена жильная фаза, представленная в основном лейкократовыми
породами — аплитами, гранит-аплитами, пегматитами (большей час-
>ю камерного, реже жильного типа), мелкозернистыми гранитами,
гранит-порфирами и гранофирами. Часто это отщепления тех гранито-
вых тел, в которых они залегают. По ряду хорошо регистрированных
взаимоотношений жильных отщеплений с фазовыми гранитами есть
основания считать, что жильные породы I этапа формировались как в
связи с главной, так и в связи почти с каждой дополнительной интру-
зивной фазой гранитов. Наиболее интенсивной оказалась, однако, за-
вершающая фаза жильных пород, общая для главной и дополнитсль-
1ных интрузий. Мощность отдельных аплитовых жил достигает 1,6 м,
I чаше составляет 5—30 см, протяженность 30—40 м.
Пегматиты встречаются в виде миароловых (камерных) тел и жил.
I Мощность последних местами (Баркрак) достигает 10—20 м, а протя-
I ценность до 10 12 м. Более поздние по отношению к аплитам и пег-
I-атитам образования—мелкозернистые лейкократовые граниты, вале-
I гаюшие в виде удлиненных штокообразных (размером до 1,5—2,0 км2)
[или дайкообразных тел (мощность до 40—45 м, протяженность до
I БОО м), сопровождающихся многочисленными маломощными жильны-
|ми ответвлениями. В краевых и апикальных частях интрузивов часто-
1та встречаемости жильных пород заметно возрастает. Нередко они
I фиксируются и в экзоконтактовых зонах массивов.
Дайки и жилы меланократовых пород развиты в массивах арашан-
Iских гранитов крайне ограниченно. Единичные тела керсантитовидных
 даек закартированы в Арашанском, Саргордонском и Майданталь-
I ском массивах. В юго-восточной части Арашаиского массива встречено
 несколько даек диабазовых порфиритов. Керсантитовидные жилы
I (мощность 0,3—0,5 м, протяженность до 0,3 км) не имеют на контакте
I с вмещающими породами выраженной зоны закалки, их биотит и ка-
 линатровый полевой шпат весьма близки к одноименным минералам
 гранитов, в связи с чем мы рассматривает их как меланократовые
Вдифференииаты, возникшие на уровне стабилизации Арашаиского инт-
рузива, т- е. в составе жильных пород I этапа. Одиночные дайки диа-
 б зовых порфиритов (мощность до 1,5 м, протяженность до 0,5 км)
песте с пеменее редкими дайками гранит-порфиров (мощность до
I 1,5—2,5 м, протяженность до 1,0 км), вероятно, представляют жильные
[породы II этапа этого массива.
Во многих массивах комплекса широко проявлены процессы апо-
магматических преобразований гранитов: грейзенизация, микроклини-
Взация, альбитизация, окварцеваиие. Массивы, прорывающие карбо-
 натпые отложения, сопровождаются скарнами.
279
Главнейшие особенности химизма арашанских гранитов, неизмен-И
повторяющиеся во всех массивах комплекса, заключаются в их оч н»|
высокой (более 70%) общей железистости, повышенной калиевой и Л
лочности, По содержанию калия и натрия граниты представляют грЛ
дельный калинатровый (граничащий с калиевым) и калиевый типы В I
нормативном составе эти особенности подчеркнуты высокими (часто в
пределах 1—2%) значениями магнетита и почти постоянной встреча-1
мостью гиперстена, высокими и близкими содержаниями ортоклазаИ
альбита. Вместе с высокой долей (27—39%) альбитового компонент
в ортоклазе эти данные указывают на близость арашанских пороги
типу «сухих», представляющему высокотемпературную почгр\пД
«субсольвус» — гранитов.
Интрузивы комплекса формировались на мезоабиссальных и run -I
биссальных глубинах. Большие массивы Чаткальского хребта по pal
витию фанеритовых структур и другим петрографическим признакам
а также по графическим реконструкциям глубины эрозионного срез^
(М. Г. Калабина и Э. X. Гольдшмидт, 1962 г.) относятся к мезоабм
сальных! образованиям. Массивы Тузашу-Тастарсапский и Саргордон-1
ский, судя по развитым краевым порфировым фациям (приконтактовД
закалки), являются гипабиссальными. Массивы Кураминского хребта
и Оясайский интрузив Каржантау характеризуют гипабиссальны!
уровни стабилизации, о чем свидетельствует широкое развитие в этих
массивах краевых и апикальных порфировых фаций гранитов, обилие-
в них миароловых пустотой, отсутствие мирмекита и т. д.
Геохимическая специализация комплекса характеризуется как ред-
коземельно-редкометалльная (бериллий, вольфрам, олово, ниобий, ре.-
кие земли, уран, торий) и флюоритовая. Типоморфная ассоциация ак-
цессорных минералов также имеет редкоземелъно-редкометалльный d
флюоритовый профиль- С гранитами арашанского комплекса тесно с J
пряжена генетически связанная с ними вытокотемпературная разнооД
разная редко.мсталльная, редкоземельная и флюоритовая минералнД
ция, приуроченная к скарнам, пегматитам, кварцевым жилам- зонам]
грейзенизации (в том числе слюдисто-полевошпатовым грейзенам 
карбонатных породах), прожилково-штокверкового окварпевания а«
битизании и мпкроклинизации- Кварцевые жилы и камерные пегматД
товые тела хрусталеносны-
Рудоносные зоны тяготеют к приконтактовым зонам интрузивных
массивов, их апикальным (гребневидным) выступам. Наиболее значи-1
тельны рудопроявления скарнового и грейзенового (в известняках) и-
пов. Широкое развитие они получили на северных склонах Пскемского
хребта (бассейны р. Ойгаингг! и Баркрака). Интерпретация гсологпч.-!
ских и геофизических данных по району Баркрака, выполненная 10. К
Смолиным и др. (1962 г.), показывает, что подземное продолжен»
кровли интрузива здесь ожидается на глубинах 100 —200 м и, следов»
тельно, с обеспечением глубинности поисковых работ до 200—250 а
могут резко возрасти перспективы за счет обнаружения «слепых» руд-
ных тел. С общегеологических позиций весьма обнадеживающей и]
безусловно, заслуживающей внимания будущих поисково-оценочные
работ представляется большая площадь развития нижиекаменноуголь-|
ны\ карбонатных отложений между Майдантальскнм, Бешторским и
Баркракским интрузивами. Здесь, в лсвобсрс/кье Ойгаинга, в бассеЯ
нах Кызылтора и Тундука довольно часто встречаются мелкие шты,и
и дайкообразные тела мелкозернистых гранитов, аплитовидных граны
тов, аплитов и пегматитов — жильные породы арашанского комплексе
сигнализирующие о неглубоком залегании в этом районе еще невскрьм
280
тых эрозией гранитовых тел В свете наметившего изменения технико-
экономических условий района (строительством в долине Пскема гид-
роэнергетических сооружений), ранее считавшегося труднодоступным,
более интенсивное и целенаправленное ведение поисково-разведочных
и оценочных работ на редкометалльное и флюоритовое оруденение в
этом районе представляется весьма актуальной задачей.
Условно пермо-триасовый возраст арашанского комплекса принят
на основании следующих геологических данных. В ряду интрузивных
ассоциаций Чаткало-Курампнского региона арашанские граниты одни
из наиболее молодых пород. Рассмотрение геологической позиции от-
несенных к настоящему комплексу интрузивов с определенностью по-
казывает, что они большей частью прорывают породы ранее охаракте-
ризованных интрузивных комплексов, включая связанные с последними
жильные породы I и II этапов. Кроме того, оказалось, что некоторые
3 плутонов (Арашанский, Саргордонский) отчетливо пересекают
1айки диабазовых порфиритов, кварцевых и фельзитовых порфиров, в
>м числе и сложные диабаз-гранитпорфировые дайки (образующие в
Ьтионе протяженные и широкие дайковые пояса), относимые нами к
оавашскому комплексу. Все массивы комплекса практически лишены
юздних даек (кроме даек гранит-порфиров, общность которых с ара-
шанскими гранитами легко устанавливается по характерным для те.х и
других пород петрографическим признакам), в большом количестве
встречающихся среди пород ближайшего обрамления массивов и обыч-
но индексируемых как «послекызылнуринские» или даже «послснижне-
триасовые» образования- Аналогичную картину можно видеть при ана-
нас полей развития вулканитов кызылнуринского комплекса, грани-
|ами распространения которых обычно обрезаются дайки, залегающие
ы вмещающих или подстилающих породах (и часто тоже обозначае-
те как «посленнжнетрпасовые»). Дайки основного состава в кызыл-
дринском комплексе также редки, как и в арашанско.м.
Как видим,геологическая позиция арашанского комплекса имеет
того общего с кызылнуринским и приводит к выводу об их вероятной
|Дновозрастности. Если учесть сближающие эти ассоциации особенно-
ти вещественного состава (одинаковый уровень кремнекислотности и
овышенную калиевую щелочность тех и других пород, субвулканичс-
кпй тип арашанских гранитов), то неизбежным становится заключи-
те о том, что арашанский и кызылнуринский комплексы образуют
диную вулкано-плутоническую ассоциацию, вулканическая (субвулка-
шческая) составляющая которой развита исключительно в Курамин-
кой зоне региона (Кураминский хребет, юго-западные отроги Нат-
альского хребта, горы Каржантау), а плутоническая — в основном в
аткальской. Такая трактовка соотношения арашанского и кызылну-
р некого комплексов отражена на предлагаемой карте. Вместе с тем
Й. едуст иметь в виду, что прямые взаимоотношения гранитов арашан-
Цкого комплекса и кызылнуринских вулканитов пока нигде надежно не
Остановлены. Радиологические данные (калий-аргоновый метод, био-
1ты, граниты, ИГЕМ АН СССР, ИГиГ АН УзССР, САИГИМС, ИГН
АН КазССР) по гранитам арашанского комплекса укладываются в ин-
Врвал значений от 249 до 298 млн. лет. Как видно, в данном случае
«кет место несоответствие геологического и абсолютного возраста гоа-
»итов, которое требует объяснения в предстоящих петрологических ис-
едованиях.
281
Раннетриасовый (?) чилтенский сиенодиорит-
граносиенитовый комплекс
Область распространения чилтенского комплекса — юго-запазв
отроги Чаткальского хребта. В северных районах Чаткальского хрея
и в Кураминских горах проявления комплекса достоверно не уст". 1
лены.
В юго-западных отрогах Чаткальского хребта чилтенские пнтрузи
ные тела локализованы в пределах двух ареалов: Чилтенском, 'эмш
тывающем бассейны р. Карабау и Дукента с их составляющими ед
ми Чилтен, Алатаньга, Куаколь, Аксу, Катта- и Кичкине-Каракия, j
Майгашкан-Чимганском, расположенном в бассейнах р. Аксакаты, я
рекаты, Бельдерсая. Определяющие породы — сиенит-порфиры, kJ
цевые сиенит-порфиры и граносиенит-порфнры чилтенского и бабайтЛ
дорского типов, относимые большинством исследователей регион J
послекызылнуринским образованиям.
Морфологически тела комплекса определяются как штоки, пол ги
залежи и дайки. Пространственно они тяготеют к зонам крупных рн
рывных нарушений и узлам их пересечений. Интрузивы ЧилтежЛ
ареала приурочены к зонам разломов широтной ориентировки (Ч,ч
тенскому, разломам, проходящим по северному краю БабайтаудорсЯ
го массива и северному борту Ангренской депрессии), а МайгашЛ
Чимганского — к узлам пересечения широтного и северо-восточня
разломов на юго-западном окончании гряды Майгашкан, системе 
граничных разломов между Чаткальской и Кураминской зонами (ш
нее горы Большой Чимган).
Небольшие размеры массивов, из которых наиболее крупные Ум
лекский шток и широтное тело в центральной части БабайтаудорсЛ
интрузива достигают соответственно 9 и 14 км2, отчетливые призе
их формирования на гипабиссальных (приповерхностных) глубЛ
позволяют относить чилтенский комплекс к ассоциациям типа мяя
интрузий.
Вмещающие образования представлены вулканитами и субвулкя
вескими породами минбулакского, оясайского и кызылнуринского -Л
плексов. Характерно, что наиболее значительные по размерам Л
пространственно сопряжены с районами интенсивного развития кь'Л
нуринского вулканизма.	1
Комплекс образован следующими относительно разновозрасп Л
подразделениями: I — мелкозернистые пироксен-амфиболовые квяЯ
вые монцониты и кварцевые монцонит-порфиры, 2 — мелкозерюЛ
пироксен-амфиболовые сиенодиориты, меласиениты и их порфпроИ
разновидности, 3 — пироксен-амфибол-биотитовые сиенит-порфкрыИ
кварцевые сиенит-порфиры чилтенского типа, 4 — амфибол-бпеии
вые кварцевые сиенит-порфиры и граносиенит-порфиры бабайта.»
ского типа. Доминирующее развитие в составе комплекса получи.тИ
роды двух последних фаз. Некоторые исследователи (А. П. АгафЛ
1968 г.; И. В. Мушкин, 1967 г.) указывают на двух-трехимп\
формирование чнлтенски.х и бабайтаудорских сиенитоидов.
Породы ранней фазы надежно выделяются пока только в Чиня
ском ареале. Здесь они развиты в виде неправильных тел размеромИ
1,5X0,2 км по периферии Алатаньгинского штока (ориентировка и*
ротная, площадь 3,5 км2), небольших одиночных штоков (0,2X03 ml
поперечнике) в северной части Бабайтаудорского массива и среди вя
канитов минбулакского комплекса в северо-восточном крыле Кг-
бельского разлома (в зоне его сочленения с Чилтснским разломем!
282
приконтактовых частях штоков монцониты и кварцевые монцониты
постепенно переходят в монцонпт-порфиры — фации краевой закалки.
Сиенодиориты и меласиениты, связанные друг с другом фациальны-
ми переходами, развиты несколько шире монцонитов- Ими сложены
центральные штоки Алатаньгинского массива и небольшого субширот-
ного штокообразного тела сложного строения в правом борту р. Ка-
рабау (общая площадь 0,6 км2). Размеры сиенодиоритовых тел соот-
ветственно 0,6 и 0,4 км.2 Близкий по величине (0,35 км2) шток сиено-
диоритов известен в Майгашкан-Чимганском ареале (обнажается в
правом борту р. Аксакаты. несколько южнее Узумлскского интрузива),
порфириты. Структура и состав центральных фаций сиенодиоритов
также неоднородны: нередко состав их отклоняется до монцодиоритов
и меланократовых сиенитов, а структура варьирует от резко порфиро-
видной до порфировой.
По минералогическому составу' кварцевые монцониты и сиенодиори-
ты ранних фаз близки друг к другу, отличаясь в основном количест-
венными соотношениями породообразующих минералов, представлен-
ных ортоклазом- плагиоклавом (зональный лабрадор-андезин), пи-
роксеном (пижонит-авгитового состава), титанистой роговой обман-
кой, красновато-коричневым биотитом, интерстиционным кварцем (не-
много). Из акцессорных минералов отмечаются апатит, циркон, ортит,
сфен, пирит и .магнетит. Структура главной и основной массы пород
монцонитовая (преимущественно кварцевые монцониты), призматиче-
скизернистая и гипидиоморфнозернистая (преимущественно сисподио-
риты).
Сиенит-порфиры и кварцевые сиенит-порфиры чилтенского типа яв-
ляются существенной по объему составной частью характеризуемого
комплекса. В бассейне р. Карабау и междуречье Карабау-—Алатаньга
они имеют преимущественно штокообразную форму залегания, обра-
зуют серию самостоятельных штоков размером от 0,35X0,15 до 1,8Х
0,65 км, доминируют среди пород сложного Алатаньгинского интрузива
и небольшого массива на правобережье Карабау. К востоку, на левом
борту Алатаньги, в бассейнах Чилтона, Катта- и Кичкине-Каракии,
сиенитоиды чилтенского типа залегают преимущественно в форме по-
логих залежей протяженностью от 08 до 12,0 км и сохранившейся
мощностью от 0,18 до 0,8 км. Два штокообразных тела таких сиени-
тоидов размером 1,7X0,6 и 0,8X0,5 км обнажены в Узумлекском мас-
сиве.
Дайки развиты преимущественно в бассейнах Бельдерсая и Ну-
рекаты, одиночные дайки встречаются в Чилтенском ареале. Одна из
самых крупных даек протяженностью 10,0 км при мощности до 0,3 км
вытягивается от западного контакта Чимганского интрузива на юго-
юго-восток в верховья р. Беркаты. По обе стороны ее сопровождает
рой даек протяженностью до 3,5 км (мощностью до 70 м) и более мел-
ких- На контактах с вмещающими породами в сиенит-порфирах и
кварцевых сиенит-порфирах количество и размер вкрапленников за-
метно уменьшаются, а основная масса пород становится более тонко-
зернистой и плотной, подчас фельзитовой.
Породы состоят из вкрапленников политизированного ортоклаза (с
j повышенным содержанием альбитового компонента), зонального сери-
I цитизированного плагиоклаза с андезиновым ядром и олигоклазовыми
краями, часто обрастающего ортоклазовой каймой, пироксена (с про-
межуточными пижонит-авгитовыми оптическими свойствами), обыкно-
венной зеленой и титанистой роговых обманок, нередко замещенных
283
Рис.
S8S
’/S ’"•.I
									Х*/*	е
										
©		101	Q	 O—O	18	а\а "X	-9	\ х А>	п		03
										
		001	 * . ’ .	08	А V А	09	А>А	В1?		а
										
		66	о ’ . о . о	6Z	А 4 Al6s		ххх	6£		81
										
		86	 о _ о . О	8Z	Z/V ZA	89	оХ * А	8£	з Сс	ZI
										
V v		Z6	v z v	и	\гЛл/	Z9	А			91 91
										
		Э6	1 1 1	91	лА	99	*л	9£		
										
		96	"L Т_	9Z	Z Л Z	99	'.'I » (	9£	vx-F>	Я
										
+ T +		V6	Z ° А	W	А/Л^-Л	V9		К	Z	£1
										
T T T		£6		£Z	л"Л>у	£9		££	X	31 II
										
1 1		36	1 ' А	3Z	ЛХД/Л	39	%’J	3£		
										
l_-’~ ' 'l	“Г		16	Z A Z		, л X Л v	19	ZS.	1£	\/ <1 / >	01
										
V T V		06	Z / Z	0Z	ААЛ	09	ж — л	0£		6
										
X x X		66	V Z V	69	Л/ л	5V		63	" л	8
										
		88	Z 2 Z	89	лАУ	8»	'А v\	83	Ачл	Z
.1.	A									
										
1 1		Z8	А А	Z9	'Д/Д7	Zt>	(А 'л	Z3	х / ▼ / V	9
										
_1__		L									
										
!j! ! ! A		98	А\ А	99	А/Д'	9»	’л’л	93	1 \	9
										
I,1 1'1		js8	А /Д	99	д7д	9V	АЛЛ	95	Х V	V
										
•		>8	V А А	*9	Л Лд	V<7	~ *Л	W		£
										
Xz'X/		£8	Л	£9	1 и / Xх	£V	# Л Л х	£3		3
										
О ' о		39	И «1	39	Л' /ЯХ	3>	V*	55		I
Рис. 33. Схема размещения интрузий Чаткало-Курампнского региона.
1 — выходы па поверхность пород домезозоя, 2 — интрузивные массивы п in
номера. 3 — республиканская граница. Интрузивные массивы и тела (цифры па
рисунке): 1 — Карамазарскпй. 2 — Каракиппскпп. 3 — Калканатпнскпй, 4 — Ка-
ратагатпнекпн, 5 — Джульбарсотканскпп, G — Алмалыкский, 7 — Курамипскпй,
8 — Бабайобскпй. Я — Ашаба-Сарвакскпп, 10 — Цептральпо-Оиарсайский, 11 —
Актеппнскпй. 12 — Айгырбайтальскпп. 13 — Джумалактепннский. 14 — Беданал1н
сайскпй. 15 — Гавасай-Чадакский. 16 — Чаркассарскпп, 17 — Алычалыкскдй,
18 — Акчпнскпй. 19 — Наусалыский, 20 — Карабаускпй. 21 — Колбандыксюш!
22 — Акча-Шавазский (Верхнешаг.азский), 23 — Нпжне- и Верхнебелеутинскпс
тела, 24 — Карабаш-Шавазскпй, 25 — Башкызылсанскпй, 26 — Иерташскпй.
27 — К’атта-Зпгрекскпп, 28 — Келпмчекскпй. 29 — Чалман-Кошмапсайскпй, 30 —
Арашанский, 31 — Акбулакский. 32 — Саргордошкпй. 33 - Караарчннскпй. 31 —
Сюреш.-Атннскнй. За — Чпмгапскпй, 36 — Аурах,матскпй (Каратутбашипскпй тыл
Пальтаускпй), 37 — Кулосыгнскпй. 38 — Нпжнечаткальскпй. 39 — Чеиташский,
40 — Чаватпнскпй, 41 — Пхначскип, 42 — Бештор-Тундукскпй, 43 — Майдаиталь-
скнй. 44 — Текешский. 45 — Ойгаппг-Баркракскпй , 46 — Аккапчпгайскпй. 47 —
Баркрак-Аккапчигайский, 48 — Тузашуйскпй, 49 — Манасскпп, 50 — Токмаксал-
дыискпй. 51 — Хандайлыкскпй, 52 — Оясайскпй. 53 — Кургаитпшский (Мпнбутак-
•скпй). 54 — Гезпнский.
Рис. 34. Условные обозначения к схемам сопоставления разрезов вулканогенных
комплексов Чаткало-Кураминекого региона.
1 — липариты, 2 — лавобрекчпп липаритов. 3 — туфы липаритов. 4 — туфы
агломератовые липаритов, 5 — пгнпмбрпты липаритов. — 6 — ксепотуфы липари-
тов. 7—лппарпто-дациты, 8 — туфы лппарпто-дацптов, 9 — игнимбрпты лппарпто-
дацптов, 10 — туфы агломератовые лппарпто-дацптов. 11 — пгнпмбрпты липари-
тов с обломками пород, 12 — базокварцевые липариты, 13 — туфы базокварцевьк
лнпаригон. 14 — |уфы агломератовые базокварцевых линаритов. 15 — фельзиты,
16 — туфы фельзитов, 17 — сферолитовые порфиры. 18 — сферолитовые липариты,
19 — трахплпиарпты, 20 — лавобрекчпп трахилипаритов. 21 — туфы трахплшгари-
тов. 22 — пгнпмбрпты трахилипаритов. 23 — туфы тралпяппарнго-дацптов. 24 — nr I
ппмбрнты трахплппарпт-дацптов, 25 — дациты. 26 —лавобрекчпп дацитов, 27 — ту-I
фы дацитов, 28 — туфы агломератовые дацитов, 29 — пгнпмбрпты дацптов, 30 —
ксенотуфы дацптов; 31 — трахпдацпты; 32 — лавобрекчпп трахидацитов. 33 — ту-
фы трахидацитов. 34 — туфы агломератовые трахидацитов; 35 — пгнпмбрпты тра-I
хпдацптов. 36 — трахплипарпто-дациты 37 — туфы трахилипарито-дацитов. 28 — iv I
фы глыбовые трахилииарпто-дацптов. 39 — трахиты, 40 — туфы трахитов. 41 -ш-1
ппмбрнты трахитов. 42 — кварцевые трахиты 43 — туфы кварцевых трахита.
44 — апдезпты, 45 — лавобрекчпп андезитов, 46 — туфы андезитов. 47 — туфы I
агломератовые андезитов, 48 — пгнимбриты андезитов с обломками пород, 49 —
ксепотуфы агломератовые андезитов, 50 — андезпт-дацпты, 51 — лавобрекчип аш
де;и|т<>-дацнгов. .>2 — туфы аидезпто дацптов. 53 — туфы агломератовые андезвтЛ
юнитов. 54 — игппмбриты апдевпто-дацнтов, 55 — андезпто-базальты, 56 — .wiai-l
орекчпи анде.пгго-базальтон. 57 — туфы андезн го-базальтов. 58 — туфы аг lOMip.i 1
говые апде:ипо-базальтов. 59 — трахпапдезпты. 60 - лавобрекчпп трахиандезитов
61 — туфы трахиандезитов, 62 — игппмбриты трахиандезитов, 63 — трахиапдезп-1
го-дациты 64 — лавобрекчип трахпаплезпто-даиптов. 65 туфы трахианлезптв-ы
нитон. 66 туфы трахиандезпто-трахпдацитов. 67 — игппмбриты трахиапчезнто-даии-]
тов. 68 базальты, 69 — лавобрекчип базальтов. 70 — туфы базальтов. 71 -rpaau.iu
де.што-базальты. 72 — туфы трахпаидезптов-базальтов. 73 — трахибазальты, 74 —
кластолавы трахпандезпто-базальтов. 75 до.терпты. 76 — трахпдолерпты. 77 —.(аг.о-
брекчип трахидолернтов, 78 — конгломераты, 79 — гривелпты, 80 — песчаники,
81 — туфокопгломепаты, 82 — туфограпелиты. 83 — гуфопесчанпки. 84 — желваки,
стяжения кремня, 85 — аргиллиты, 86 — алевролиты, 87 — известняки, 88 — изве-
стняки песчанистые, 89 — адамеллиты. 90 -— спеипто-дпорпты. 91 — гранодиорит
порфиры. 92 — гранодиориты. 93 — сиениты. <-иеннт-морфиры. 94 — rpauociieiiitJ
порфиры, 95 — породы экструзивной фации. 96 — породы субвулкаиичсской фа
цип. 97 — брекчия вторичных кварцитов. 9.8 — тектонические контакты, 99 — не-1
согласное залегание, 100 — ископаемая ф юра, 10I — ископаемая фауна.
286
уралитом и актинолитом, красновато-бурою биотита (иногда сильно
хлоритизированного), изредка встречающегося кварца, плотной тонко-
структурной микрограниговой, микропегматитовой и гранофировой
калишпат-кварцевой основной массы, акцессорных апатита, циркона,
турмалина, сфена, магнетита, пирита, анатаза, флюорита.
Кварцевые сиенит-порфиры и граносиенит-порфиры бабайтаудорско-
го типа вместе с предшествующими им по возрасту сиенитоидами при-
надлежат к наиболее распространенным образованиям чилтенского
комплекса. В отличие от пород чилтенского типа они распределены в
пространстве более компактно, слагают довольно крупное продолгова-
тое тело размером 9,0X2,0 км в центральной части Бабайтаудорского
интрузива и несколько небольших штоков в его северной перифериче-
ской зоне (бассейн р. Кыздарака), а также большую часть (7,7 км2)
Узумлекского интрузива. Несколько небольших тел этих пород зале-
гает среди вулканитов кызылнуринской свиты в верховьях р. Ангрена.
Петрографически кварцевые сиенит-порфиры и граноспенит-порфи-
| пы бабайтаудорского типа имеют сходство с сиенитоидами чилтснско-
Iго, но отличаются от них отсутствием во вкрапленниках пироксена, за-
I четно большим количеством вкрапленников кварца и несколько боль-
шей раскристаллизованностью кварц-калишпатовой
IКалина гровый полевой шпат вкрапленников в них
1)ртоклаз. близкий к анортоклазу, в отдельных.
основной массы,
определяется как
преимущественно
Краевых, участках переходящий в микропегматит со значительным со-
рержанисм кварца. Плагиоклаз порфировых выделений по составу от-
вечает андезину (ядро) и олигоклазу (края зерен), по периферии ча-
то окружен ортоклазовой оторочкой. Амфибол и биотит вкрапленни-
ков полностью соответствуют таковым из сиенитоидов чилтенского ти-
па. Из акцессорных минералов характерны апатит, циркон, циртолит,
монацит, сфен, ортит, магнетит, ильменит и особенно флюорит (при-
урочен в основном к миароловым пустоткам пород), содержания кото-
I кого местами (Узумлскский шток) довольно существенны. Структура
(основной массы преимущественно микропегматитовая и гранофировая,
L зонах краевой закалки фельзитовая и микропойкилитовая.
Жильные породы имеют в составе чилтенского комплекса весьма
1с'оаниченное развитие, представлены редкими жилками аплитов и
пегматоидными обособлениями, залегающими в основном среди квар-
товых сиенит-порфиров и граносиенит-порфиров бабайтаудорского ти-
I Пи. Вместе с тем в Чилтенском ареале достаточно широко распростра-
нены своеобразные симметричные сложнопостроенные
 рпоишс вблизи Чилтенского разлома дайковый
I прослеживающийся на северо-восток через водораздел
I хребта (юго-западные отроги) в район горы Кызылнуры. Дайки вытя-
нуты в северо-восточном направлении, мощность их варьирует от 0,3
к) 3,0 м, протяженность от первых десятков метров до 1,5 км. К крае-
вым частям даек обычно приурочены слюдяные лампрофиры промежу-
точного между минеттами и оливин-пироксеновыми мончикитами со-
Встава, а их центральная часть выполнена сиенит-порфирами и главным
образом кварцевыми сиенит-порфирами чилтенского типа. По-видимо-
I ш. обе составляющие этих симметричных даек следует рассматривать
М как жильную (по форме залегания) фацию соответствующих сближен-
 ны во времени фазовых подразделений чилтенского комплекса- Воз-
 чикно, они представляют корневую часть штоков сложного монцонит-
 сиенитового состава, подобных Алатаньгинскому.
II Лампрофиры сложных даек состоят из порфировых выделений фор-
ч'рнта, большей частью замещенного серпентином, тальком и иддинг-
дайки, форми-
пояс, фрагментарно
Чаткальского
ситом, диопсида, красновато-оурого биотита, ортоклаза, анортоклаза!
реже микроклина, стекловатой гемикристаллнческой основной масс,,
из стекла и микролитов пироксена, биотита, калишпата, акцсссорни
апатита, циркона, турмалина, анатаза, флюорита, магнетита.
Химический состав пород чилтенского комплекса изменяется corw
но с его гомодромной эволюцией: от ранних фаз к поздним происходи
постепенное возрастание содержаний кремнезема и щелочных метал
лов, показателя общей железистости и, наоборот, уменьшение кол|
честв кальция, железа и магния. В соответствии с этим в нормативно
составе ранних монцонитоидов и сиенодиоритов довольно много ано]
тита, диопсида, форстерита, ильменита и магнетита. В сиеннтопдг
чилтенского и бабайтаудорского типов значения этих компонентов <.
метно снижаются, однако возрастает содержание ортоклаза и альби-
та, кроме того, появляется отсутствующий в ранних фазах гиперстен.
Из петрохимических признаков отличия пород чилтенского и бабай-
таудорского типов укажем на несколько повышенное содержание в по]
следних нормативных ортоклаза и альбита, пониженное содержгям
анортита, практическое отсутствие диопсида. В породах первых два
фаз альбита почти вдвое больше, чем ортоклаза, а тип щелочности их
определяется как калинатровый (подтип кали-натриевый). В породи
чилтенского и бабайтаудорского типа отношение ортоклаза и альбнм
составляет 1:1, а тип щелочности изменяется на устойчиво
Железистость и титанистость пород комплекса повышенные. Глубщи
формирования ассоциации соответствует верхним уровням гипабж»
сальной фации. Исходной магмой являлась, по-видимому, трахибазщ»
товая.
Обобщенный акцессорно-минеральный тип пород чилтенского къц
лекса может быть определен как апатит (фтор — апатит)-флюорит-
магнетитовый. Геохимические данные указывают на повышенные ко»
центрации в породах комплекса молибдена, меди, цинка, висмута, ело
ва п особенно фтора. В металлогеническом плане он интерн!
как объект, с которым парагенетически связана флюоритовая минера
лизация Чилтенского и Майгашкан-Чимганского ареалов.
Геологический возраст чилтенского комплекса определяется на jo
новании безусловного прорывания им вулканитов и субвулканичесю
пород кызылнуринского комплекса, с одной стороны, и трангресспвнв
го налегания на Узумлскский шток меловых (баррем-аптских) огло!
пий—с другой. В некотором противоречии с этими данными нахоя
ся радиологические датировки возраста сиенитоидов, колеблющиес- в
пределах 246—345 млн. лет (калий-аргоновый метод, сиенитом
САИГИМС), полученные, однако, по недостаточно представительна
материалу.
калиево".'
НЕКОТОРЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ПАЛЕОТЕКТОНИЧЕСКОГО
АНАЛИЗА И МЕТАЛЛОГЕНИИ
На основе изложенного материала авторы предлагают уточненную
в значительной части новую схему возрастной корреляции магмати-
ческих комплексов Узбекской ССР (приложение 23). из которой сле-
дует, что в последовательности и характере магматизма отдельных ре-
гионов Узбекистана существует целый ряд отличий, увязывающихся с
выделенными фрагментами каледонских палеоструктур, по-видимому,
обусловивших последующую — герцннскую историю развития терри-
тории.
Южный Тянь-Шань
Северо-Букантауский палеопрогиб
Домсзозойские образования прогиба слагают байкальский, кале-
ыонский и герцинский структурные этажи- Магматизм байкальского
ража (комплекса основания) запечатлен альпинотпиными интенсивно
метаморфизованными гипербазитами и габброидами, метабазитами
верхнедокембрийской кумбулакской свиты с признаками образования
гз магмы континентальных толеитовых базальтов и по-видимому, от-
ражающими условия островодужного геодинамичсского режима их
Формирования. Магматические образования каледонского структурного
сажа представлены олпвин-базальтовыми вулканитами кулку (\ некой
квиты, петрохимически близкими, с одной стороны, к базальтам анде-
Ьнто-базальтовых серий островных друг, с другой — к оливиновым
I «'«.точным базальтам, фиксирующим начальные стадии каледонской
юнсолидации района. Поздние стадии этой консолидации обозначены
(трахибазальтами, трахидацитами. трахилипаритами и соответствующи-
№ им по составу' туфами верхнссилурийско-нижнедевонских тубабер-
иенской и джахынской свит.
К магматическим образованиям герцинского структурного этажа
|(|тносится бокалинский тоналит-трондьемитовый комплекс, формиро-
вание которого, судя по минералого-петрохимическим особенностям
(пород, хорошо увязывается с очагом окраинно-континентальной анде-
зитовой магмы. Формирование комплекса приурочено к началу инвер-
сии характеризуемого молассоидного прогиба, в последующем геоло-
гическом развитии которого магматические образования зафиксирова-
ны лишь на эпикратонной стадии щелочно-базальтоидными дайками
 южно-тяньшаньского комплекса в связи с раннемезозойской активиза-
Iцией всей складчатой системы Южного Тянь-Шаня.
Южно-Букантауское древнее поднятие
t Среди магматических образований поднятия обособляются отложе-
 ння байкальского (комплекс основания) и палеозойского структурного
Вэтажей. К байкальским относятся зеленокаменно измененные базаль-
тоиды карашахскои свиты, по условиям формирования и особенное м
состава хорошо коррелируемые с континентальными толеитовыми Л
табазитами кумбулакской свиты Северо-Букантауского палеопрогвИ
проявления альпинотипных гипербазитов, габбро и плагиогранитов си
кангауского комплекса, габбро-плагиогранитовая составляющая кото-
рого связывается нами с дифференциацией континентальной толста
базальтовой магмы-
Магматизм палеозойского этажа Южно-Букантауского подняыя
подтвержден только инрузивными образованиями. Наиболее рання
из них принадлежат к кокпатасскому комплексу кварцевых диоритов-
гранодиоритов, по-видимому, генерированному магмой андезитов i. J
тинентального типа. Этим комплексом как бы запечатлена эпоха пЛ
дорогенной стабилизации района, приуроченная к окончанию нижнего
— началу среднего карбона.	п
Интрузивный магматизм собственно орогенной (инверсионной) си-
дии представлен длительно развивавшейся сложной серией плутониче-
ских (водных) гранитоидов, объединяемых под общим названием а.-
тынтауского комплекса, образование которого связано с селективни
плавлением анатексисом интенсивно метаморфизованного кристе
лического фундамента.	]|
Магматизм поздней орогенной и посторогенной стадий герцинскор
тектогенеза проявлен в Южном Букантау субвулканическими (мало-
водными) адамеллитами и гранитами-адамеллитами сары гахского
комплекса — производными контитентальной андезито-дацитовой мак
мы, а стадии постконсолидационной активизации — саутбайским га'-1
бро-сиенитовым и южно-тяньщанским щелочно-базальтоидным кома
лексами, являющимися продуктами деятельности подкоровых (мант Л
иых) очагов континентальных щелочно-базальтовых магм.
Северо-Тамдынский палеопрогиб
Приурочен к Нуратинской ветви Букантау-Южноферганской сиск*
мы глубинных разломов, к ее южной виргации в Кызылкумах, чем
обусловлено большое сходство ранних и средних этапов развития этоГ
прогиба с Северо-Букантауским. Магматические образования извести
здесь в байкальском, каледонском и герцинском структурных этажах,
Магматические породы байкальского этажа представлены метам
зитами учкудуктауской свиты, гипербазитами, габбро и плагиограпя
тами тамдытау-нуратинского интрузивного комплекса. Гипербазпц
(серпентиниты) и габброиды (преимущественно габбро-амфиболита
имеют хорошо выраженный альпинотипный характер, в составе гао
броидов, метабазитов, кварцевых альбитофиров и плагиограипт.'
унаследованы признаки их образования за счет толеитовой магм
океанического типа.
К образованиям каледонского этажа в данном прогибе принад-
лежат трахибазальты елемесащинской свиты, формирование котом
происходило на фоне подводного осадконакопления, вероятно, предай
ствующего интенсивному дифференцированному прогибанию рассматрй
васмой палеоструктуры. Образования подобного рода в последнее вр>«
мя нередко рассматривают как проявления «рифтового» маг\1ати.г<и
опережающего собственно океаническую стадию развития геосинкли-
нальных систем, которая зафиксирована в Северо-Тандынском npi
гибе формированием натровых андезито-базальтов и лейкобазальтси!
дов кушкумбайского вулканогенного комплекса. Вещественные анало-
ги этого комплекса широко распространены в других геосинклинали
290
ных областях, где они обычно приурочены к структурам с эвгеосинкли-
нальным профилем магматизма на доорогенных стадиях их развития-
Масштабы магматизма герцинского цикла в прогибе незначительны
и представлены поздне- и посторогенными интрузивными ассоциация-
ми — соответственно казахтауским комплексом умеренно водных ка-
лннатровых гранитоидов (адамеллитов) и северо-тамдынским комплек-
сом маловодных адамеллитов и гранитов повышенной (калиевой) щс-
ючности, рассматриваемых в качестве последовательных глубинных
дифференциатов континентальной трахиандезитовой магмы.
О тектоно-магматической активизации Северо-Тамдынского про-
гиба в раннем мезозое свидетельствуют спорадически встречающиеся
в нем дайки южно-тяньшанского комплекса — следствие возбуждения
очагов подкоровой щелочно-базальтоидной магмы.
Ауминза-Бельтауское древнее поднятие
Представлено структурой со слабо выраженным магматизмом, про-
явившимся, однако, в связи со всеми циклами ее тектонического раз-
вития: байкальским, каледонским и герцинским.
Первый из них характеризуют метабазиты ауминзинской свиты, по
составу отвечающие континентальным толеитовым базальтам, обычно
сопровождающим «островодужные стадии» развития вулканогенных
базитовых зон.
Магматиты каледонского этажа представлены мурунтауским сиено-
диорит-гранофпровым комплексом. Ранние подразделения этого комп-
лекса (сиеноциоритовыс порфириты) имеют отчетливое монцонитоид-
ное уклонение, а наиболее широко распространенные завершающие
дайки сферолит-гранофировых гранит-порфиров принадлежат к калие-
вому типу маловодных субвулканических (гипабиссальных) гранитов,
видстельствующих о высокой жесткости структуры района их прояв-
ления. Комплекс, по-видимому, был генерирован очагом трахибазаль-
товой магмы.
Магматические образования герцинского этажа связаны с посторо-
генными стадиями развития данного поднятия, его тектоно-магм этиче-
ской активизацией, которая обозначена захкудукским комплексом уме-
ренно-водных калинатровых гранитоидов и шохетауским комплексом
маловодных калинатровых лейкогранитов. Предполагается, что оба эти
комплекса—производные континентальной андезито-дациговой магмы.
В раннем мезозое район снова испытал тектоно-магматическую ак-
тивизацию, зафиксированную дайками южно-тяньшаньского комп-
лекса-
Кульджуктауский палеопрогиб
Магматические породы принадлежат к двум структурным этажам —
каледонскому и герцинскомд. В первом из них они представлены анде-
зит-дацпт-лцпаритовым комплексом казакауской и учкудукской свит,
сформировавшихся на фоне замыкания каледонской геосинклинали. На
предорогенной стадии герцинского цикла, в связи с регенерацией Куль-
тжуктауского прогиба, был образован андезит-дацит-липаритовый
комплекс таушанской свиты, по условиям формирования и особенно-
стям вещественного состава почти полностью аналогичный каледон-
ским вулканитам. Осевое положение этих двух комплексов (продуци-
рованных, вероятно, толеитовыми базальтами повышенной глиноземи-
стости) в тектонической структуре гор Кульджуктау трассирует зону
зарождения инверсионного поднятия, в герцинском цикле имеющего,
как видно, унаследованный характер.
291
Вертикальный ряд интрузивных комплексов в рассматриваемом
прогибе начинает габбро-диорит-гранитоидный кульджуктауский комп
леке. Это сложная длительно развивавшаяся непрерывная дифферен
цированная ассоциация, начало формирования которой происходило
на фоне интенсивной складчатости раннеорогенной стадии, а окончи
ние — уже в условиях прсдорогенной стабилизации района. Несколько
позднее, но возможно в связи с предорогенным континентальным ре
жимом, здесь проявился тозбулакский сиенодиорит-лейкогранитовый
комплекс, а еще позднее — центрально-кульджуктауский одинит-дио-
рит-гранитопдный дайковый. Все интрузивные комплексы герцинского
этажа образуют парагенетический ряд габбро-гранитоидных ассоциа
ций, связанный с единым магматическим источником — очагом копти
ментальной толеитовой магмы.
Каратюбе-Зирабулакский палеопрогиб
него повы
Магматические породы этой палеоструктуры связаны с каледои
скнм и гсрцинскпм структурными этажами. Характерно, что каледон
скис комплексы имеют много общего с одновозрастными ассоциациям!
Кульджуктауского прогиба. Магматизм каледонского цикла в этом
районе представлен андезит-липаритовым комплексом алтыаульскои
дарапгутской (Зпрабулакские горы) и дауташской (Каратюбе) свит
по возрасту и составу вполне коррелируемых с вулканитами казака
суйской и учкудукской свит.
Герцинские магматические образования прогиба зафиксированы
аткамарскпм габбро-диорит-гранодиоритовым комплексом гор Кара
тюбе, сходным с кульджуктауский, но отличающимся от
шейной щелочностью (калиевой) и общей железистостью, фиксирую-
щих обстановку блоковых перемещений, которые в Зирабулакском про
гибе предшествовали складчатым процессам. Таким образом, в до оро.
генной стадии герцинского тектогенеза Кульджуктауский и Каратом
Зирабулакскпп прогибы развивались одинаково, по единому структур
ному плану и возможно, представляли единый геосинклинальный про
гиб (синклинорий). В дальнейшем геотектоническом развитии Кара
тюбе-Зирабулакскэго прогиба наблюдаются признаки обособленности
Орогенная и позднеорогенная стадии развития прогиба характера
зуются мощным коровым магматизмом, с которым связано формирова
ние крупных масс палингенных гранитоидов в Каратюбпнском и Зира
булак-Зиаэтдинском ареалах. Эти гранитоиды представлены ассоциа
цией длительного возрастного диапазона (от конца среднего карбона
до начала перми), названной каратюбе-зирабулакским комплексом, в
составе которого, подобно алтынауско.му Южного Букантау и шурак
скому Нуратинских гор, обособляются субкомплексы: тымскпй гнейсо
гранитоидный, собственно каратюбе-зирабулакский адамеллит-грани
товый и кетменчинский двуслюдяных и лейкократовых гранитов. К по-
сторогенной стадии герцинского цикла этой структуры приурочен гур
макский адамеллит-гранитовый комплекс гор Каратюбе. Гранитоид
этого комплекса маловодные высокожелезистые калиевые и фтори
стые, их образование связано с активизацией очага «континентальной!
андезитовой (андезито-дацитовой) магмы.
Нуратинский сегмент
В домезозойском разрезе этой области Тянь-Шаня установлены маг
матические образования байкальского, каледонского и герцинскоп
структурных этажей
292
Геотектонический режим магматизма байкальскою лапа развития
следует определить как эвгеосинклинальный. С ним связано формиро-
вание раннегеосинклинальных альпинотипных гипербазитов и габброи-
дов тамдытау-нуратинского комплекса и метабазальтоидов пттунысай-
ской свиты. Оба эти комплекса могут быть рассмотрены как харак-
терные проявления офиолитовой ассоциации западной части Южного
Тянь-Шаня.
Магматизм каледонского этажа начинается щелочным оливин-ба-
зальтовым комплексом шавазской свиты, развитой в северных пред-
горьях Северного Нуратау. Пространственно он сопряжен с породами
офиолитовой ассоциации, однако, в отличие от них относится к прояв-
лениям так называемого посттектонического базальтового магматизма
(или тектоно-магматической активизации), возможно, характеризую-
щим условия эпибайкальского рифтогенеза. Следующий этап формиро-
вания каледонского структурного этажа Нуратинского сегмента обо-
значен мальгузарским диабаз-диорпт-гранитоидным дайковы.м (суб-
вулканическим) комплексом, образующим, вероятно, единую ассоциа-
цию с базальт-андезит-липаритовыми вулканитами лландоверийских
буратбулакской и джазбулакской свит. Это ассоциация малокалиевых
магматических пород. Ее базальтоидная составляющая петрохимически
очень близка к оливиновым базальтам континентов, довольно харак-
терным членам континентальных толеит-базальтовых ассоциаций, обыч-
но свойственных «островодужным» стадиям развития вулканогенных
базитовых зон. Завершающий каледонский этап развития сегмента
кошрабанекий габбро (эсссксит)-сисниг-граносиеипговый комплекс и
трахилипарит-трахибазальтовый комплекс чимкурганскон и бандской
свит, располагающиеся в пространстве соответственно к югу и северу
от предполагаемого байкальского эвгеосинклинального трога (Северо-
Нуратинского глубинного разлома)- Оба комплекса характеризуются
довольно высокой степенью дифференцированности вещественного со-
става, повышенными калиевой щелочностью, титанистостью и желези-
стостью как мафических, так и салических подразделений — производ-
ных трахибазальтовой магмы. Ассоциации такого рода характерны для
жестких структур с развитой континентальной корой.
Магматизм герцинского цикла начинается в рассматриваемой об-
ласти интрузиями, образовавшими каттаичский габбро-диорит-грано-
диоритовый комплекс, представленный непрерывно изменяющимся во
времени последовательным рядом пород от начальных габбро до за-
вершающих двуслюдяных гранитов. Цепь массивов этого комплекса
тяготеет к северной части сегмента. Морфологически это либо доволь-
но крупные дайкообразные тела с хорошо выраженным симметричным
внутренним строением, либо массивы с явными признаками кольцево-
го строения, что в сочетании с отчетливым монцонитоидным петрохи-
мическим уклонением указывает на обстановку'' стабилизации района,
хронологически предшествующую орогенной стадии его развития. Об-
разование комплекса связывается с очагом континентальной толеито-
вой магмы.
Мощный орогенный интрузивный магматизм герцинского цикла
представлен последовательно и длительно развивавшейся группой вод-
ных и умеренно водных гранитоидов, формирующих шуракский комп-
лекс. В составе этого комплекса обособлены ранний дарасайский гней-
со-гранитоидный субкомплекс, собственно шуракский гранодиорит-ада-
меллитовый субкомплекс и поздний гатчинский субкомплекс двуслюдя-
ных и лейкократовых гранитов, образование которых охватило диапа-
зон времени от конца среднего карбона до ранней перми, т. е. факти-
293
чески весь орогенный этап герцпнского тектоно-магматического цикм
Как и гранитоиды алтынтауского комплекса в Южном Букантау и
карат юбе-зирабулакского комплекса в Каратюбинских и Зир>
булак-Зиаэтдинских горах — возрастных и генетических аналогах
шуракского комплекса — последний во всех отношениях соответствуй,
гранитной серии Г. Г. Рида (1957), представленной рядом пород «ав-
тохтонный гранит — параавтохтонный гранит — аллохтонный гранит]
Дарасайский субкомплекс несет в себе признаки автохтонного и пара-
автохтонного образования в условиях альпинотипной складчатости
собственно шуракский — параавтохтонного и аллохтонного, а гатчин-
ский -— существенно аллохтонного. Тип щелочности гранитоидов шу-
ракского комплекса калинатровый, подтип в дарасайском и собственно
шуракском кали-натриевый, в гатчинском — слабо выраженный натри-
калиевый. Пространственная приуроченность автохтонных и параавтох-
тонных фаций гранитоидов шуракского комплекса преимущественно к
блокам байкальской консолидации указывают на его связь с порода-
ми кристаллического фундамента, тектоно-магматическая активизация
которого, выразившаяся метаморфизмом амфиболитовой и эпидотам-
фиболитовой фаций, привела к формированию палингенных гранитои-
дов абиссальной п мезоабиссальной фаций глубинности.
В пределах сегмента встречаются также дайки южно-тяньшанскогс
щелочно-базальтоидного комплекса, указывающие на его тектоно-маг-
матическую активизацию в раннем мезозое.
Каратауский палеопрогиб
Магм этические образования этой в целом амагматичной палеострук-
туры представлены лишь раннесилурийским сармичским диабаз-дио-
рит-гранитоидным и пермским каратауским адамеллит-гранитовыч
комплексами, характеризующими соответственно каледонский и гер-
цинские структурные этажи.
Сар.мичский комплекс дайковый субвулканический, является воз-
растным аналогом мальгузарского (Нуратинский сегмент), от которо-
го отличается более высокой щелочностью- Он также генерирован кон-
тинентальными толеитами, но в условиях, по-видимому, несколько
бошей стабильности Каратауского палеопрогиба относительно Нура-1
тпнекого сегмента.
Каратауский комплекс относится к проявлениям поздней (консоли-
дационной) стадии герцинского цикла развития района. Это ассоциа-
ция маловодных гранитоидов — продуктов глубинной дифференциа-
ции латитовой (или андезитоидной) магмы — характерная для обла-
стей глыбовой кинематики.
Зиаэтдинский древний выступ
Домезозойские образования этого выступа принадлежат к байкаль-
скому и каледонскому этажам. К магматическим образованиям бай-
кальского этажа относится щелочной базальт-липаритовый комплекс
каттармайской свиты и пространственно ассоциированные с ним альпп-
нотлпные гипербазиты нурата-зирабулакского комплекса, фиксирую-
щие вулканогенный прогиб, по времени заложения и структурному
плану близкий к Северо-Букантаускому и Северо-Тамдытаускому па-
леопрогибам. В отличие от последних, Каттармайский прогиб выпол-
нен преимущественно метавулканитами, петрохимически близкими к
щелочным оливиновым базальтам океанов, рассматриваемых обычно
294
как
наиоолее
либо
ранние проявления
магматизма
эвгеосинклинального
«рифтовых» стадий.
магматизма,
Магматизм каледонского этажа зафиксирован в данном районе ка-
ра
ма
кутадским диорит-гранитоид-порфировым лайковым комплексом. Это
ловодная и малокалневая ассоциация мезо- и гипозональной фации
лубинности.
В составе пород обращает на себя внимание широкое рас-
пространение
магматического
альмандина, что вместе
скими
особенностями
указывает на
образование комплекса
с петрохимиче-
из Конти-
нентал
ьной
андезитовой магмы.
как правило, проявляющейся
на оро-
генных стадиях развития складчатых зон. Магматизм герцинского эта-
па развития в пределах Зиаэтдннского выступа не установлен.
г
Туркестано-Зарафшанский сегмент
В тектонической структуре Туркестано-Зарафшанского сегмента
остановлены образования докембрийского, каледонского и герцинского
структурных этажей.
В южной части сегмента, в пределах Гиссарского хребта, изредка
встречаются достаточно крупные тектонические блоки, сложенные вы-
соко метаморфизованными амфиболитами, гнейсами и кристаллически-
ми сланцами, а также мигматитами, гранито-гнейсами и анатектными
гранитами сурхантау-байсунтауского комплекса, тождественными до-
кембрийским образованиям соседнего Байсунского срединного массива
допалеозойской консолидации — кристаллическом основании, на кото-
ром осуществлялась дальнейшая палеозойская перестройка сегмента.
Однако еще раньше, по-видимому, в позднем докембрии (или, возмож-
но, раннем кембрии) наметилось разделение Байсунского срединного
массива и Южно-Тяньшанской геосинклинали, граница между кото-
рыми была трассирована кундаджуазским гипербазит-габбровым ком-
плексом.
Магматизм каледонского этапа на территории сегмента распростра-
нен неравномерно и представлен вулканическими и субвулканическими
ассоциациями. Первые весьма фрагментарные проявления их зафикси-
рованы на южных склонах Гиссарского хребта вулканитами кислого и
среднего состава шильхазорской свиты (средний — поздний ордовик).
В горах Чакыл-Калян они формируют андезит-дацит-липарптовый
комплекс кызылтурукской и шахриомонской свит, являющийся возраст-
ным и материальным аналогом вулканитов алтыаульскои, дараитут-
ской и дауташской свит расположенного западнее Зирабулакского па-
леопрогнба. Наконец, на западном окончании Туркестанского хребта
(области наиболее значительного магматизма сегмента) распространен
мальгхзарский диабаз-диорит- граннтоидный лайковый (субвулканпче-
ский) комплекс с доминирующими в чем базптовыми подразделениями.
Исходя из особенностей этих ассоциаций, на которые было обращено
внимание выше, можно сделать вывод о различной степени консолида-
ции южного (Гиссарский хребег), центрального (горы Чакыл-Калян) и
северного (западное окончание Туркестанского хребта) блоков сегмен-
та на каледонском этапе его развития. Консолидация блоков постепен-
но уменьшалась в направлении от южного к северному.
Магматизм верхнего палеозоя рассматриваемой части Южно-Тянь-
шанской геосинклинали установлен лишь в южном и центральном ее
блоках. Гсрцинский структурный этаж южного блока начинается пред-
loporcHOBWM липарит-андезит-базалыовым комплексом кара гаг ской и
295
суффинской свит и комаг.матичным с ним танхазыским габбро-тоналит-
плагиогранитовым комплексом, формирующими вулкано-плутониче-
скую ассоциацию более высокого таксономического ранга.
Вещественный состав и характер геологических соотношений вулка-
нитов и их интрузивных эквивалентов указывает на то. что это ассо-
циация существенно натровых и малокалиевых пород, образованных за
счет исходной магмы континентальных толеитов, в условиях гео дина-
мического режима зрелых островных дуг.
Вслед за предорогенной вулкано-плутонической ассоциацией в рай-
оне образуется мачетлинский интрузивный комплекс — непрерывная
дифференцированная серия пород с отчетливым монцонитоидным пет-
рохимическим уклонением. В его поздних фазовых дифференциатах и
жильных производных характерно проявлена сиенитоидная тенденция.
Тип щелочности пород калинатровый, подтип даже в ранних габброн-
дах и диоритоидах преимущественно натри-калисвый. Завершающие
комплекс граниты, граносиениты и сиениты относятся к калиевому
типу. Весьма вероятно, что источником пород мачетлинского комплекса
является континентальная щелочно-базальтовая магма, дифференциа-
ты которой были выведены на верхние уровни земной коры с помощью
разломов глубокого (мантийного) заложения. Очевидно, что формиро-
вание комплекса происходило в обстановке стабилизации, предшест-
вующей орогенной стадии развития герцинского структурного этажа
К орогенному этапу (орогенная и позднеорогенная подстадии) гер-
цинского тектоно-магматического цикла в южном блоке приурочен
мощный гранитоидный магматизм, представленный гиссарским и чапух-
ским адамеллнт-гранитовыми комплексами и хурсантагским комплек-
сом гранатовых гранитов. Петрографические и петрохимические особен-
ности гранитоидов этих ассоциаций определяют их как умеренно и ма-
ловодные образования, близкие к адамеллит-гранитовым ассоциациям
(риолитоидного происхождения) поздно- и посторогенных этапов раз-
вития зон с развитым складчатым основанием.
Консолидационная стадия герциского цикла регистрируется в рас-
сматриваемом блоке шатрутским габбро-гранитовым и обизарангским
лейкогранитовым комплексами — производными соответственно конти-
нентальной толеитовой и риолитовой магм. Интрузивные тела этих
комплексов имеют преимущественно кольцевую или линейную (т| :
щинную) форму, характерную для районов, реагирующих на тектови
ческие воздействия глыбовыми перемещениями.
Район дважды испытал тектоно-магматическую активизацию: сна
чала на заключительной (консолидационной) стадии герцинского Ш
ла (алмалысайский монцонит-сиенитовый комплекс), затем в раншм
мезозое на постконсолидационной стадии (южно-тяньшанский щепе!
но-габброидный дайковый комплекс). Обе регистрирующие эти активи-
зации ассоциации интрузивных пород являются производными глубин-
ной щелочно-базальтовой магмы.
В восточной части Гиссарского хребта, на территории Таджиком
ССР, магматические процессы верхнего палеозоя оказались еще бол
интенсивными. Кроме подразделений, коррелируемых по возрасту и с
ставу с упомянутыми выше, там были образованы трахиандезит-дагп
линаритовый лючобский и существенно линаритовый ханакинскнй ву
панические комплексы. Напряженный магматизм, выразившийся в фс
мировании сложной по внутреннему/ строению и разновозрастной сер
вулканических и интрузивных комплексов, локализованных в раме
южного блока Зарафшано-Туркестанского сегмента, позволил неко1
296
рым
исследователям
рассматривать этот
(А- А.
блок
верхнепа
леозойского
Богданову,36 В. А. Арапову и др. 1974 г.)
как краевой вулкано-плутонический пояс
заложения.
нею
систему
Южного Тянь-Шаня.
ограничивающий
с юга гсосинклиналь-
Магматизм герцинид центрального блока Зарафшано-Туркестанско-
го сегмента
разделение
комплекс —
отличается от такового в южном блоке. Самое раннее под-
— зарафшанский диабаз-диорит-гранитоидный дайковый
гипабиссальная малокалиевая ассоциация. Соотношения с
вметающими
породами и вещественный состав
комплекса
сопостави-
мы с
магматическими образованиями, характеризующими
ные
стадии» геосинклинальных областей.
«островодуж-
Более молодой по возрасту яхтонский кварцеводиорпт-гранодпори-
говый гппабнссальный комплекс по времени совпадает с началом оро-
генного
этапа герцииского цикла и. возможно, даже образован носко, п»-
ко раньше, в
орогенной —
обстановке предорогенной стабилизации района. С поздней
началом консолидационной стадий тектонического преоб-
разования
адамеллит-
центрального блока связано появление авгайджуманского
гранитового комплекса (относительно маловодные фторсо-
держашие мезоабиссальные гранитоицы калинатрового типа, натри-ка-
лисвого подтипа щелочности). Есть основания полагать, что яхтонский
и авгайджуманский комплексы возникли в итоге фракционной диффе-
ренциации континентальных андезитов.
С консолидационной стадией развития в позднем палеозое в райо-
не связано формирование алайского сиенит-нсфелинсиенитового ком-
плекса щелочно-базальтоидного происхождения (все тела которого
расположены к востоку or границы Узбекской ССР, на территории
Таджикистана).
В свете изложенных выше отличительных особенностей магматизма
Зарафшано-Туркестанского сегмента обращает внимание тот факт, что
начиная со среднего карбона между этим сегментом и подстмпяюш.пми
к нему с запада структурами западного окончания Южно-Тяиыпанской
геосинклинали (Зирабулакский прогиб, Нуратинский сегмент) сущест-
вовал крупный глубинный разлом, разделявший геотектонические струк-
туры Южно-Тяныпанской геосинклинали с резко различающейся позд-
непа.тео«опекой историей геологического развития.
Байсунский срединный массив
С докембрийским структурным этажом связан широко распростра-
ненный в районе сурхантау-байсунтауский комплекс мигматитов, гра-
нитопдных гнейсов, гранито-гнейсов и анатектных гранитов, образован-
ный за счет изохпмическпх метаморфических преобразований песчано-
глинистых и вулканогенных архейско-протерозойских пород. Особое
место в этой глубоко метаморфизованной серии занимают подразделе-
ния. подчиненные с\пхантам-байсмнтахгскому комплексу — ай-
лянгарскпй тоналито-гнейсовый и ангасайский гранито-гнейсовый ком-
плексы — продукты изохимической мигматизации первоначально вулка-
ногенных пород соответственно андезито-базальтового и липаритового
состава.
К каледонскому структурному этажу условно отнесены чакчарский
1таббро-банатитовый и байсунский адамеллит-гранитовый комплексы,
сурханский комплекс двуслюдяных и лейкократовых гранитов, бахчнн-
енпй гранит-лейкогранитовый.
36 Бюлл. МОИП. отд. геол., вып. 6, 1965.
297
Чакчарский комплекс распространен в северной половине Байсун-
ского массива, пространственно тяготеет к зоне тектонического шва, от-
деляющего эту структуру от Южного Тянь-Шаня. Это контрастная ас-
социация малокалиевых пород, наблюдающихся чаще всего в «остро-
водужных» и «переходных к континентальным»’ условиях геодинамиче-
ского режима. Появление этой ассоциации можно увязать со структур-
ной переработкой северной части Байсунского массива в краевой вул-
кано-плутонический пояс (Южно-Тяныпанской геосинклинали). Обра-
зование байсунского, сурханского и бахчинского комплексов связано с
регионально-плутоническим метаморфизмом орогенных стадий тектоно-
магматических циклов, вызванным перемещением областей магмообра-
зования из подкоровых глубин в верхние горизонты земной коры.
Относительно достоверности верхнего возрастного предела грани-
тоидов перечисленных комплексов имеются сомнения. Геологические
соотношения определяют хронологические рамки этих комплексов в ин-
тервале от докембрия до верхнего девона включительно. На основании
внешнего сходства с девонскими гранитоидами Гармского блока мно-
гие исследователи отождествляют с последними и возраст образований
Байсунского массива- Между тем тесная пространственная совмещен-
ность с докембрийскими гнейсовыми куполами, приуроченность к зонам!
развития амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций метаморфиз-
ма, вещественный состав (водные и умеренно водные, кали-натриевые
и натри-калиевые, слабо и умеренно железистые гранитоиды) не ис-
ключают возможности отнесения этих ассоциаций к палингенным гра-1
нитондам, завершающим серию прогрессивных метаторфическн.х пре-
образований докембрийских накоплений района.
Магматизм герцинского структурного этажа начинается излияния™
и субвулканическими интрузиями дацит-липаритового комплекса ран-
некаменноугольных зойской и вахшиварской свит. Несколько поздней]
(в конце нижнего — начале среднего карбона) формируется трахибЛ
зальтовый вулканический комплекс ходжирбулакской свиты, затем |в,
ранней перми) трахиандезит-трахибазальтовый комплекс кайракскоЯ
свиты и поджурской габбро-гранитоидный (контрастный) интрузивным]
комплекс и, наконец (в пермо-триасе), базальт-липаритовый комплекс
диймалекской свиты и алмалысайский монцонит-сиенитовый комплекс
Оживление тектоно-магматической деятельности на территории Байсуы
ского массива в конце среднего — начале верхнего палеозоя было вы-
звано, как подчеркивают многие исследователи, формированием на
южной окраине соседней Южно-Тяныпанской складчатой системы в\.и
кано-плутонического пояса.
Все указанные выше ассоциации Байсунского массива синхроне
магматическим комплексам вулкано-плутонической зоны, а некоторый
из них, например, поджурский (полный возрастной и материалы!4
аналог шатрутского комплекса в Южном Гиссаре), алмалысайский!
диймалекский (аналог ханакинского), являются сквозными, общие
для обеих сопряженных структур. С этой точки зрения Байсунске
срединный массив следует рассматривать как область отраженной ти
тоно-магматической активизации (по А. Д. Щеглову).37
В раннем мезозое Байсунский массив был вновь охвачен темою-
магматической активизацией (южно-тяпьшанский комплекс).
СУЛТАНУИЗДАГ
Многие исследователи рассматривают Султануиздаг в сиси ме
Уральской складчатой области.
37 Металлогения областей автономией активизации. Л., 1968.
298
Западный Султануиздаг
Обнаженная часть этого района почти целиком сложена породами
липарит-дацит-лейкобазальтоидного вулканического комплекса шейх-
джейлинской свиты и интрузивными образованиями гипабиссального
зснгенбобинского габбро-дпоритового комплекса — различными фация-
ми единой среднедевонской вулкано-плутонической ассоциации. Един-
ство вулканитов и пространственно ассоциирующих с ними силлооб-
разных интрузивных тел габбро, габбро-диабазов и плагиогранитои-
дов подчеркивается спецификой их вещественного состава (натровый
тип щелочности, несколько повышенные глиноземистость и желези-
стость) и общим для той и другой групп пород зеленокаменным мета-
морфизмом. Такие особенности характерны для магматических комп-
лексов «переходных», собственно «островодужных», т. е. еще раннегео-
спнклинальных стадий развития вулканогенных базитовых зон, в част-
ности для одновозрастных раинегеосинклинальных магматитов Тагило-
Магнитогорского прогиба на Урале (ащебутакскпп и др. комплексы), с
которым Западный Султануиздаг, возможно, имеет структурную связь.
Восточный Султануиздаг
К докембрийским образованиям района отнесены амфиболиты, пла-
гиогнейсы (метавулканиты), мигматиты, гранито-гнейсы и анатектные
тела гранитов Дарбазатау, слагающие мигматит-гнейсовый комплекс с
характерным симметричным расположением зон сланцевого обрамле-
ния и гнейсового (гранито-гнейсового) ядра, свойственным типовым
гранито-гнейсовым куполам. В пределах района обнажен только север-
ный фрагмент купола, краевое положение которого по отношению к
главной складчатой структуре Восточного Султануиздага, возраст и
существенно сиалический состав слагающих пород, наличие среди по-
следних метавулканитов указывают на сходство Дарбазатау по этим
позициям с Байсунским срединным массивом- В свете этой аналогии
Дарбазатауский купол может быть рассмотрен и в качестве фрагмен-
та срединного массива, ограничивающего распространение находящей-
ся к северу от него геосинклинальной области, а, следовательно, и в
качестве самостоятельной палеоструктуры.
Наиболее древние (докембрийские) магматические породы осталь-
ной (главной) части Восточного Султануиздага представлены мета-
морфизованным липарит-андезиг-базальтовым комплексом султануиз-
дагской и джамансайской свит, по составу весьма близким к высоко-
глиноземистым андезпт-базальтовым ассоциациям островных дуг. К
допалеозойскому этапу развития этой структуры приурочено также
формирование липарит-андезит-базальтового комплекса каракудукской
свиты, заполняющего вместе с султануиздагским гипербазит-габбро-
плагиогранитовым комплексом узкий эвгеосинклинальный трог в осе-
вой части Восточного Султануиздага, получивший в геологической ли-
тературе название Каракудукской (или Каратауекой) офиолитовой по-
тосы (зоны).
Характер залегания, морфология магматических тел, химизм пород
этих ассоциаций (прежде всего высоконатровый профиль щелочности,
пониженная глиноземистость, повышенная известковистость и магнези-
альность), несомненно, определяют тип исходной фракционировавшей
их магмы как океанический толеитовый, а геотектонические условия
формирования — как раннегеосинклинальныс («океаническая» стадия
вулканогенных базитовых эвгеосинклиналей). Габбро-плагиогранито-
I вая составляющая султануиздагского комплекса является несколько
299


более .молодой по возрасту и генетически независимой от альпинотни
ных гипербазитов ассоциацией (их условное объединение произведено
на основе теснейшей просiраиственной совмещенности и возрастной
близости).
Вулканогенный прогиб допалеозойского заложения существовал на
территории Восточного Сулгаиуиздага, по-видимому, до нижнего де-
вона включительно, что контролируется формированием здесь андезин
базальтового вулканического комплекса бешмазарской свиты.
Первые проявления магматизма герцинского цикла зафиксированы
трахилппарит-дацит-лейкобазальтоидным комплексом ащенынтауской
свиты, обнаженным на северных склонах Восточного Султануиздага, и
тебинбулакским перидотпт-пироксенит-габбровым комплексом, в том и
другом случаях характеризующих условия тектонической стабилизации
которую, судя по дальнейшей геологической истории района, можно
было бы назвать предорогенной.
С орогенной стадией герцинского тектогенеза связано образование
самого крупного в Султануиздаге Актауского трондьемитового массива
(комплекса), приуроченного к осн крупной Урусайской антиклинали и
в центральной части изогнутого в соответствии с изменением простира-
ния султануиздагских структур с субширотного на меридонально'
Грани гоиды актауского комплекса характеризуются слабой водонаси-
щенностыо, малокалиевым типом щелочности и, судя по этим призна-
кам, их первичным источником была андезитовая магма (Континентал-
ная или континентальных окраин).
Посторогенная консолидация района сопровождалась интрузиеи
щелочно-базальтовой магмы, сформировавшей джамансайский габбро-1
сиенитовый комплекс.
Общая особенность всех магматических пород Восточного Су.тгань
издага — натровый профиль их щелочности, независимый от возраста и
геотектонических условий их проявления и характера магматической
деятельности (вулканического или плутонического), что наводит на
мысль об особом строении земной коры и верхней мантии этой части
Южного Тянь-Шаня, продуцирующей магмы исключительно натровой
петрохимического уклонения.
Позднепалеозойская Чаткало-Кура минская
орогенная области Срединного Тянь-Шаня
По характеру и особенностях! магматизма представляет особую гео-
тектоническую структуру. В ней отчетливо устанавливаются образова-
ния допалеозойского, каледонского и герцинского структурных этажей.
Наиболее ранний из допалеозойски.х проявлений — пскемский ада-,
меллит-гранптовый комплекс с калинатровым типом (калп-натриевым
подтипом) щелочности слагающих его пород. Предполагается, что эти
ми гранитопдами андезитоидного происхождения обозначен древний
орогенный этап развития Чаткало-Кураминского региона. Завершаю»
магматизм этажа трахибазальты вендского комплекса Пскемскоы
хребта, фиксирующие этап постконсолидациоиной тектоно-магматиче-
ской активизации допалеозоид Срединного Тянь-Шаня,что ранее был
отмечено И. X. Хамрабаевым, Т- М. Воронин и др.38
Магматизм каледонского структурного этажа более представители
ный. В наиболее ранних ордовик-силур и йских накоплениях сандалаш-
ской п аюторской свит, развитых на соседней территории Киргизской и
Казахской ССР, нередко встречаются вулканиты базальтоидного си
става, петрографически и петрохнмически близкие к малокалиевым то-
38 «Металлогения областей тектоно-магматической активизации», Иркусгк. 1ЭТ|
300
леитовым базальтам «островодужных стадии» развития геосииклиналь-
ных зон. Вулканиты этого возраста фиксируют, таким образом, измене-
ние геотектонических условий развития района: продолжительное про-
гибание, соответствующее раннегеосинклинальной стадии каледонид,
сменяется относительными поднятиями, т. е стадией активизации и
дифференциации тектонических движений.
Заключительным подразделением этой переходной к континенталь-
ному режиму стадии, вероятно, является каракпинский габбро-грано-
диорит-плагиогранитовый комплекс малокалиевого типа щелочности.
Следующая ассоциация — карабашский монцогранодиорпт-адамелли-
товый комплекс — типично континентальная, замыкающая геосинкли-
нальное развитие складчатых областей. Весь последующий магматизм
каледонского этапа развития Чаткало-Кураминского региона является
по существу консолидационным, связанным со сводово-глыбовыми пе-
ремещениями и активизацией магм подкорового происхождения. Сбли-
женные по возрасту нижнедевонские каратагатинский монцодпорит-
фанитовый интрузивный, катрангпнекий трахиандезитовый и калкана-
тинский трахидацит-трахилипарптовый вулканические комплексы пред-
ставляют скорее всего единую вулкано-плутоническую серию пород, ге-
нерированную исходной оливнн-базальтовой магмой повышенной ще-
лочности (трахибазальтовой). Выпадение магматических образований
орогенной стадии указывает на неполноту, редуцированность каледон-
ского цикла развития Чаткало-Кураминского региона.
Главным определяющим современную геологическую конструкцию
Чаткало-Кураминского региона является герцинский структурный
этаж.
В течение продолжительного времени, охватывающего средний и
верхний девон и почти весь нижний отдел каменноугольной системы
рассматриваемая территория была амагматичной, представляла собой
область интенсивной преимущественно карбонатной седиментации. В
конце раннего карбона район испытывает общую кульминацию, переход
к континентальному режиму развития, в котором все важнейшие гео-
логические события определяются в основном магматическими процес-
сами. Этот переход документируется уинским серпуховско-раннебаш-
кирским трахибазальтовым вулканическим комплексом, ощутимая
йсть которого формируется еще в субмаринной обстановке. В дальней-
шем магматические породы Чаткало-Кураминского региона несут на
ребе признаки образования в сугубо континентальных условиях. При-
|Чгчательно, что исходя из представлений о двух главных классах маг-
usthupckhv чссо'Р’ачий — вулканическом и плутоническом (Д- С
Штейнберг, Г. Б. Ферштатер, 1968; Ферштатер39) — все магматиты
Чаткало-Кураминского региона следует отнести к классу вулканиче-
li их (вулкано-плутонических). С этой точки зрения они представляют
Ьедующие более сложные, чем описанные комплексы, природные вул-
|тно-плутонические объединения.
1. Ранне-среднекаменноугольное (серпухов-раннебашкирское): а)
Ivi эский трахибазальтовый вулканический, б) аурахматский габбро-
|м<.ицонит-сиенитовый и алмалыкский сиенодиорит-сиенитовый интру
1Азные комплексы.
I 2. Среднекаменноугольное (башкирское): а) минбулакский трахи-
I б.зальт-трахиандезит-трахидацит-липаритовый вулканический, б) ку-
1реминский (карамазарский) габбро-дпорит-гранотиоритовый интрузнв-
lliii комплексы.
I 38 ДАН СССР. т. 246. Д> '1. 1979.
301
3)	Средпе-поздпекамснноу гольнос: а) акчинскпй раниемосковский
дацит-трахиандезитовый вулканический, б) надакский московско-каси
мовский липариг-дацпт-трахиандезитовый вулканический, в) кызыл
сайский средне-позднекаменноугольный существенно адамеллитовыи
интрузивный комплексы.
4.	Позднекаменноугольно-раннепермское: а) каржантауский позд-
некаменноугольный трахиандсзит-трахилипарито-дацитовый вулкани-
ческий, б) оясайский ассельский трахит-грахилипарит-липаритовый
вулканический в) куюндинский позднекаменноугольно-раннепермскнй
монцогранитоидный комплексы.
5.	Раннепермское а) шхрабсайскпй сакмарскпй трахибазальт
тра.хиандезитовый вулканический, б) бабайобский габбро-монцонит-
сиенитовый интрузивный комплексы.
6.	Артинско-позднепер.мскпй равашский грахнбазальг-липаритовый
вулканический комплекс (глубинные интрузивные аналоги не уставов
лены).
7.	Пермо-триасовые (?): а) кызылнуринский липари г-трахилипарн
товый вулканический, б) арашанский гранит-лейкогранитовый интру
зивный комплексы-
8.	Раннетрпасовый (?) чилтенскпй сиенодиорит-граносиенитовый
суб вул ка н ич ес к и й ком и л е кс.
Возрастная близость и сходство петрохимических и геохимических
параметров (большей частью изохимичных) вулканических и плутонп
ческих комплексов, несомненно, указывают на парагенетическое родст-
во отдельных составных частей указанных вулкано-плутонических
объединений. Последующее обобщение более высокого ранга позволяет
сделать вывод о характерной структурно-геологической и петрохими-
ческой ритмичности в развитии гериински.х магматических процессе!
Чаткало-Кураминукого региона. Всего может быть выделено четыре
ритма, включающих следующие вулкано-плутонические объединения.
1) ранне-среднекаменноугольное и среднекаменноугольное, 2) средне-
позднекаменноугольное и позднекаменноугольно-раннепермское, 3)
ранпепермское, артинско-позднепермское и пермо-триасовое (?), 4)
раннетрпасовое (?).
В структурно-геологическом плане эта ритмичность выражена в п
следовательной смене ранних и линейных (грабенообразных) вулкано-
структур развивающимися на заключительных стадиях ритмов коль-
цевыми или изометричными вулканоструктурами. Это, по-видимому
обусловлено постепенным увеличением стабилизации районов локализа-
ции вулкано-плутонических образований того или иного ритма магма-
тической деятельности. Петрохимически отмеченная ритмичность под-
черкивается последовательным гомодромиым развитием каждого рит-
ма, начинающегося излияниями базальтондов и интрузиями габброи
дов и заканчивающегося кислыми магматическими проявлениями (ли-
паритами, трахилипаритами, гранитами н их порфировыми разностя-
ми). Некоторые петрохимические и акцессорно-минералогические при-
знаки, в частности систематически устанавливаемые бадделеит, муас-
санит, троилит, иоцит (Р. Г. Юсупов, Г. А. Абдурахманов и др„ 1978 г.)
дают основания полагать, что начало формирования каждого из виде-
ляемых ритмов связано со вскрытием подкоровых (мантийных) магма-
тических источников, по составу- приближающихся, по-видимому, к тр -
хибазальтовым.
С достаточной определенностью выделенные ритмы магматической
деятельности устанавливаются в пределах Кураминской подзоны Чаг-
кало-Кура.минского региона, развивающейся начиная с серпуховской
века как вулканогенный прогиб. В Чаткальской подзоне ритмичност.
302
менее отчетлива. Магматические образования здесь развиты главным
образом в интрузивной форме, чем собственно эта подзона, как это дав-
но подмечено, отличается от соседней Кураминской. Важно, однако,
подчеркнуть, что чаткальские интрузивные образования по важнейшим
геолого-петрографическим, петрохимическим и геохимическим крите-
риям близки, часто тождественны соответствующим породам Курамин-
скоп подзоны, т- е. образуют вместе с последними единые магматиче-
ские комплексы, в связи с чем формирование Чаткало-Кураминского
ареала магматизма в целом, вероятно, обусловлено едиными эндоген-
ными процессами. Различие в стиле магматизма этих районов вызва-
но, по-видимому, разной высотой стояния этих двух смежных геотекто-
нических блоков. Как следствие такой существенной разницы в харак-
тере и интенсивности магматических процессов, вероятно, следует рас-
сматривать и гетерогенное строение современной! земной коры Чаткало-
Кураминского региона, в Кураминской подзоне относимой (И. X. Хам-
рабаев и др.)40 к фемическо-сиалическому типу, а в Чаткальской —
к сиалическому. О причине периодичности (ритмичности) магматизма
рассматриваемого региона можно только догадываться и предположить,
что она обусловлена разрядкой энергии сжатия, достигающей время от
времени на глубинных уровнях коры и верхней мантии критических
значений.
Но важно, однако, отметить, что укоренившиеся представления о
существовании в герцинском цикле развития Чаткало-Курамипских
гор главной фазы складчатости представляются несоответствующими
фактическим данным. Главным тектоническим событием этого региона
все же следует считать общую инверсию, переход от собственно геосин-
клинального этапа его развития к континентальному (или орогенному).
С этой инверсией связано наступление новой эпохи в геологической ис-
тории Чаткало-Кураминского региона, эпохи его повышенной тектоно-
магматической активности, продолжавшейся вплоть до раннего гриаса
включительно. Характерно, что практически на всех этапах формирова-
ния региона в размещении герцинских магматитов ведущая роль при-
надлежала разрывным дислокациям различного направления, прежде
всего, ортогонального и диагонального, определившим его мозаичное
блоковое строение.
Процессы складкообразования, сопряженные во времени с разрыв-
ной тектоникой, имели по отношению к последней (как это видно из
изложенного в предыдущих разделах материала) подчиненное (второ-
степенное) значение. Таким образом, по существу в течение всего верх-
непалеозойского этапа развития, часто называемого в геологической
литературе орогенным, Чаткало-Кураминский регион представлял со-
бой жесткую складчато-блоковую область со своеобразным, резко от-
личающимся от других палеоструктур Узбекистана магматизмом —
область многократной базальтоидной активизации.
Специфика верхнепалеозойского магматизма и тектоники, опрелив-
шая современный структурный облик и характерные металлогенические
особенности этого региона, заставляют отнести его к особому типу тек-
тонических элементов земной коры, которые А. Д. Щеглов (1968) пред-
лагает называть областями автономной (тектоно-магматической) акти-
визации. Выше было показано, что с магматическими образованиями
(а в более широком плане — магматическими процессами) связана су-
щественнейшая часть разнообразного эндогенного оруденения Узбеки-
стана, нередко представленного месторождениями большой промыш-
40 В сб. «Земная кора и верхняя мантия Средней Азин». М., 1977.
303
ленной значимости, связанными как с сооственно плутоническими, г
и вулканическими ассоциациями.
Оценивая распространенность оруденения, имеющего различны
формы связи с магматизмом, можно с уверенностью констатирован
что среди горных сооружений УзССР практически нет бесперспеют
ных районов. Различные аспекты металлогении магматических образе
ваний Узбекистана давно и широко обсуждаются в литературе. Много
в соотношении магматических и рудогенерирующих процессов объяс-
няют работы. «Региональная металлогения Центральной части Средней
Азии (1979) и «Основные черты металлогении Узбекистана» (1979). Но
в силу масштабности исследований и их целевого назначения они не
могут сегодня служить «руководством к действию», т. е. поискам опре-
деленных видов полезных ископаемых в связи с определенными магма-
тическими комплексами.
На основе обобщения имеющегося материала по рудоносности маг-
матических комплексов в данной работе сделана попытка некоторой
конкретизации рекомендаций по направлениям поисково-оценочных ра-
бот на различные виды полезных ископаемых, особенно, когда связи
последних с магматическими породами авторам представляются уста-
новленными, соответствующими их геохимической и акцессорно-мине-
ральной специализации, а также потенциальным возможностям предпо-
лагаемых типов исходных магм. Кроме, того, в отдельных случаях до-
казано значение магматитов как источников возможных вторичннх
концентраций рудного вещества месторождений экзогенного происхож-
дения (россыпных, инфильтрационных типа пластового окисления н др,)
Как и магматические комплексы, эндогенное оруденение Узбекистана
разновозрастно. Оно установлено в докембрии, нижнем-, среднем- и
верхнем палеозое. Металлогеническая специализация докембрийских
рудоносных магматических комплексов главным образом золоторудная.
Наиболее интересны в этом отношении гранитоиды пскемского комп-
лекса (Чаткальский хребет), сопровождающиеся минерализацией гид-
ротермального типа и являющиеся потенциальным источником для фор-
мирования древних (в нижнем и среднем палеозое) и четвертичных
золотоносных россыпей. Металлогения докембрийских мигматит- и гра-
нито-гнейсовых комплексов изучена пока недостаточно. В Гиссарском
регионе с ними связана незначительная золотая минерализация, кото-
рую в настоящее время следует рассматривать как признак соответст-
вующей специализации гранито-гнейсов и мигматитов. Последняя ста-)
новится вполне объяснимой, если иметь в виду автохтонный характер!
докембрийских гранитоидов, формирующихся за счет метаморфической
дифференциации, выборочной мобилизации, селективного плавления и
анатексиса обогащенных золотом пород (В. А. Хохлов и др., 1972 г.)-
Рудоносность докембрийских метавулканических ассоциаций не изу-
чена, осознанный подход к ним, как к первично вулканическим образо-
ваниям, представляется обнадеживающим с точки зрения возможной
связи с ними метаморфизованного и регенерированного гидротермаль-
но-магматогеного оруденения.
Рх’доносность каледонских магматических комплексов определяют
благородные (золото, серебро) металлы. Золото — важнейший компо-
нент минерализаций, ассоциирующих с чакчарским (юго-западные от-
роги Гиссарского хребта), кошрабадским, мальгузарским и сармич-
ским (Нуратинские горы), каракутанским (Зиаэтдинские горы), кат-
рангинским (Чаткало-Кураминский регион), шейхджейлинским и зен-
гебобинским (Западный Султануиздаг) комплексами. Проявления се-
ребра тяготеют преимущественно к байсунскому и сурханскомх (юго-
западные отроги Гиссарского хребта) комплексам.
304
Спектр профилирующего оруденения, сопровождающего магматиче-
ские комплексы герцинского этапа развития территории УзССР по
сравнению с предыдущими, значительно более широкий. Наряду с уна-
следованием благороднометалльной тенденции, большое и независимое
значение здесь получают медь, полиме галлы, редкие металлы, железо,
фтор, апатитовое сырье, редкие щелочи и др. Ранняя стадия герцинско-
го цикла (до среднего карбона включительно), характеризующаяся
большой неоднородностью тектонических режимов различных районов
территории УзССР, оказалась подчеркнутой синхронным образованием
магматических комплексов разного состава и происхождения. В соот-
ветствии с этим находится и латеральная изменчивость связанного с
этими комплексами оруденения. Начинающие герцинскпй цикл магма-
тические комплексы металлогенически специализированы на золотое,
колчеданно-полиметаллическое и медное оруденение порфирового типа.
Интрузивные комплексы, связанные с предорогенными стадиями
развития геосинклинальной системы Южного Тянь-Шаня имеют пре-
имущественно золоторудную специализацию. Это прежде всего бока-
линский и кокпатассий (Букантау), каттаичский (Северный Нуратау)
и танхазыский (Южный Гиссар), в меньшей мере кульджуктауский
(Кульджуктау), аткамарский (Каратюбе) и зарафшанскпй (Чакыл-Ка-
лян) интрузивные комплексы. Они характеризуются высокой интенсив-
ностью развития послегранитоидной жильной (дайковой) фазы, форми-
рующей в ареалах их распространения протяженные дайковые пояса,
рои и поля. Все сколько-нибудь значительные оруденения обычно тя-
готеют к узлам скопления даек. Поэтому присутствие лайковых порот
упомянутых выше комплексов является одним из благоприятных при-
знаков поисковой оценки золотоносных площадей.
К вулканическим комплексам Байсунского срединного массива при-
урочена колчеданно-полиметаллическая минерализация, пространст-
венно тяготеющая к кислым субвулканическим телам, близкая к ним
по времени формирования- Это важнейший в этом районе магматиче-
ский фактор контроля оруденения, которому при проведении поиско-
вых работ на участках, обоснованно рекомендованных Т. Ш. Шаякмбо-
вым41 необходимо уделять повышенное внимание. Установленное В. П.
Панкратьевым и Ю. В. Михайловой42 сходство южно-узбекистанских
колчеданно-полиметаллических рудопроявлений с промышленно важ-
ными месторождениями Рудного Алтая, указывает на большие потен-
циальные возможности юго-западных отрогов Гиссара на этот вид по-
лезных ископаемых.
Ранние магматические (интрузивные) комплексы Чаткало-Кура-
минского региона — области автономной тектоно-магматической акти-
визации — специализированы на медь, молибден, полиметаллы, вис-
мут, золото, железо, флюорит, апатит.
Чедно-порфировая (с молибденом и золотом) минерализация яв-
ляется ведущей, однако известные соображения о возможной связи с
некоторыми раннегерцинскими ассоциациями региона флюоритовой
(И. В. Мушкин, В. И. Колесник)43 и апатитовой (В. Я. Шницер и др.,
1980 г.) минерализации, не лишены основания и заслуживают целена-
правленной поисковой проверки.
С общей инверсией Южно-Тяньшанской геосинклинали, оказавшей
влияние и на некоторые смежные с ней районы (например, Байсунский
41 Геология я рудоносное it. палеозойских ay. iKaiioreiini.ix
Узбокштана. Ташкой г, 1978.
42 Колчеданно-полиметаллическое оруденение Южного
ътнт, 1971.
43 «Узб. геол, я;.», 19Г>8. № 4.
формаций Южного
Узбекис lana. Таш-
305
срединный массив), совпадает довольно резкое изменение металлогенн
ческого профиля магматических комплексов средней (собственно оро
генной), поздне- и посторогенной (консолидационной) стадий разви
тия герцинид. В большинстве своем они характеризуются существени
редкометалльной (вольфрам, молибден, олово, ниобий, тантал и др.)
специализацией.
Важнейшим компонентом редкометалльного оруденения являете
вольфрам- Наиболее продуктивными в отношении вольфрама оказа
лись плутонические комплексы орогенной стадии и главным образе!
комплексы палингенных (коровых) водных и умеренно водных грани
тоидов (шуракский, каратюбе-зирабулакский, алтынтауский). Главная
масса вольфрамового оруденения ассоциируется с собственно шурак
ским, собственно-каратюбе-зирабулакским и в меньшей мере с собст
венно алтынтауским субкомплексами этих сложнопостроенных грани
тоидных серий. На заключительных этапах формирования последних
характер оруденения изменяется: с гатчинским, кетменчинским и ал-
тыбайским субкомплексами двуслюдяных и лейкократовых гранитов
пространственно и генетически связана тантало-ниобиевая и отчасти
оловянная минерализация.
В связи с интрузивными комплексами вулкано-плутонического (вул
кано-интрузивного) класса, к которым относятся магматические ассй
циации позднеорогенной и консолидационной стадий развития Южно
Тяньшанской геосинклинали (каратауский, сарытауский, северо-там
дынский и др.), а также орогенные, позднеорогенные и консолидапио
ные ассоциации ее краевого вулкано-плутонического пояса (гиссарский
хурсантагский, обизарангский и др.), такой четкой возрастной днффе
ренциации редкометалльного оруденения не наблюдается.
Редкометалльнос оруденение в западных районах Узбекисти
на представлено скарново-шеелитовым типом. Лишь изредка среди
массивов редко.металльных гранитоидов встречается пневмато-гидро
термальное оруденение. Удовлетворительного объяснения факту таког
выборочного распрос гранения скарнового орудепеня пока нет. Однам
на территории Западного Узбекистана нет видимых причин для ограни
чения гидротермального и пневмато-гидротермального оруденения,
летающего во внутренних зонах интрузивных массивов. Следует, вч
сте с тем, заметить, что поискам скарново-шеелитовых месторождешй
здесь по традиции всегда уделялось больше внимания, вследствиечег
изученность контактовых зон интрузивов, перспективных на редкие ме
таллы, значительно превышает изученность внутренних зон этих мас-
сивов и, особенно залегающих в неблагоприятной для скарнообразова
ния обстановке. Учитывая, что возможности прямых поисков выходя
щего на поверхность контактово-метасоматического оруденения в рг
гионе практически исчерпаны, а большие «внутренние» площади редц
металльных гранитоидов изучены недостаточно, известные находки пива
мато-гидротер.мальной шеелитовой минерализации среди гранитовдо|
приобретают большое значение как акцентирующие внимание геологу
на перспективе оруденения иного генетического типа, поиски которогц
до недавнего времени здесь по существу не проводились.
В связи с ожидаемой в ближайшие годы активизацией крупному
штабных геологосъемочных работ, негативное отношение к полям, зака
тым гранитоидными интрузивами, дожно быть преодолено, их неебч.
димо вовлечь в сферу интенсивного опоискования.
Необходимо также обратить внимание на характерные связи pel
кометалльного оруденения, формирующегося средн мезо-кайнозойски
отложений в зонах пластового окисления фильтрационных вод и s

306
счет полезных компонентов, извлекаемых из обогащенных ими
гранитоидов- География оруденения этого типа за последние
годы значительно расширилась, причем оно сопутствует, как
оказалось, и палингенным (коровым) гранитоидам плутонического
класса, и гранитоидам вулкано-плутоничского класса, формирующим-
ся на позднеорогенных и консолидационных стадиях герцинского текто-
генеза. Глубинное геологическое картирование па площадях, приле-
гающих к крупным массивам позднепалеозойских гранитоидов (обла-
стям выщелачивания) — один из надежных поисковых путей такого
оруденения.
Нельзя также недоучитывать большие возможности редкометалль-
пых 'гранитоидов как источников формирования палео- и чет-
вертичных россыпей- Изученность гранитоидов Западного Узбекистана
в этом направлении пока неудовлетворительна, в связи с чем назрела
необходимость организации специализированных палеогеографических
исследований, ориентированных на выявление в этом регионе как древ-
них, так и молодых редкомсталльных россыпей.
Металлогеническая специализация позднепалеозойских магматиче-
ских комплексов Чаткало-Кураминского региона по времени формиро-
вания соответствующих орогенному и более поздним этапам развития
Южно-Тяныпанской геосинклинали, как собственно и металлогениче-
ская специализация более ранних комплексов герцинского цикла, име-
ет специфический характер- Средне-позднекаменпоугольные и каменно-
угольно-пермские комплексы здесь специализированы на золото и по-
лиметаллы (надакский вулканический), полиметаллы (кызылсайскпй
интрузивный), флюорит (каржантауский вулканический), полиметал-
лы, медь, молибден и золото (куюндинский интрузивный). Пермские
комплексы обнаруживают металлогеническую специализацию на алю-
миний, полиметаллы, висмут, серебро, молибден и редкие щелочи (оя-
сайский вулканический), золото, медь, висмут и флюорит (шурабсай-
ский вулканический), медь, апатит, редкие металлы, золото и флюорит
(равашский вулканический), а иермо-триасовые (кызылнуринский вул-
канический и арашанскпй интрузивный) — на редкие металлы (воль-
фрам, олово) и флюорит. Характерные спутники большинства место-
рождений — висмут и серебро. Болес 50% рудопроявлений, ассоции-
рующихся с вулканитами региона, локализуются вблизи пород секу-
щей группы фаций, точнее — около субвулканических и экструзивных
тел. По времени оруденение совпадает главным образом с поздними
возрастными подразделениями комплексов. Характерно, что золото,
парагепетпчески связанное с надакским и акчинским комплексами,
приурочено к своеобразному, недавно выявленному в регионе морфо-
логическому' типу вулканоструктур -— мульдам экструзивных куполов.
К ареалам центров извержения оясайского комплекса приурочено
серебро-полиметаллическое оруденение, а шурабсайского — золотое. К
куполообразным поднятиям над лакколитовыми субвулканическими
интрузивами оясайского комплекса тяготеют молибденовые и золото-
рудные проявления, а к «козырьковы.м зонам» (т. е. к подинтрузивным
зонам в местах переходов крутопадающих контактов секущих тел к по-
логим) субвулканических образований оясайского и равашского комп-
лексов — проявления флюорита.
Близкий комплекс металлов образует рудопроявления разных гене-
тических типов (скарновые, пегматитовые, грейзеновые, гидротермаль-
ные), ассоциирующие с комагматичными вулканитам интрузивными
комплексами. При этом отмечено, что постмагматическая рудная мине-
рализация гидротермального типа в случаях хорошо устанавливаемой
парагенетической связи ее с вмещающими интрузивными породами
307
большей частью локализуется среди тел дополнительных интрузий
представленных, как правило, мелко- или тонкозернистыми резко ном
фировидными гранитоидамп (медно-порфировая минерализация алма-
лыкского комплекса, полиметаллические рудопроявления кызылсайол
го комплекса, медно-внемутовая минерализация кураминского и редм-
металльпая минерализация арашаиского комплексов). Установлении
факты преимущественной рудолокалнзапии следует рассматривая
как характерные рудоконтролирующие признаки оруденения, naparJ
нстически связанного с магматическими ассоциациями Чаткало-Kvpd
минского региона.
Весь обширный комплекс герцинских рудных образований этой ”а-
сти Узбекской ССР по многим важнейшим признаках! вполне cohoctJ
вим с рудными комплексами областей автономной активизации. В iw
следних, как известно, широко развиты медно-молибденовые (меди
порфировые), полиметаллические (евннцово-цинковые), флюоритовый
золоторудные и редкометалльные месторождения, сопровождающиеся
как правило, повышенными содержаниями висмута, а также серебра,
концентрирующегося большей частью в полиметаллических руддг.
Медные месторождения таких областей обычно образуются на ранних
стадиях тектоно-магматической активизации, а флюоритовые — бо,.-
ше тяготеют к поздним (хотя и не исключаются на ранних).
Таким образом, специфика магматогениого оруденения Чатка-J
Кураминского региона, как и специфика развитых в нем магматически!
комплексов, однозначно свидетельствуют о принадлежности его к оЯ
ластя.м автономной тектоно-магматической активизации- Этот регион,
безусловно, относится к весьма перспективным и своеобразным руд-
ным провинциям Узбекистана, в нем установлено много типов орудеи
ния, характерного для областей автономной активизации, за исклюи
пнем редкомсталльного (олово, вольфрам), известные проявления коти
рого незначительны. Однако наличие вольфрамовых месторождений па
смежной территории Таджикистана (южное продолжение Кураминской
подзоны) убеждает нас в том, что перспективы узбекистанской части
Чаткало-Кураминского региона на редкие металлы еще полностью не
выяснены и позволяют надеяться на будущие открытия здесь промыш-
ленных месторождений-
Магматические породы Узбекистана являются также огромным ис-
точником разнообразных неметаллических полезных ископаемых. Рес-
публика располагает большими запасами штучного камня высокой де-
коративности, используемого в качестве облицовочного, монуменадь-
ного и стенового материала. Потребление природного камня за послед-
ние годы сильно возросло, но вместе с тем степень его использования
все еще не удовлетворяет увеличивающиеся год от года запросы про-
мышленности стройматериалов. До сих пор значительная часть камня
для внешней и внутренней облицовки здании ввозится из отдаленных
районов СССР. Между тем ресурсы УзССР вполне достаточны для1
обеспечения не только внутренних строительных нужд. Необходимо
шире вовлекать их в промышленное освоение. Прежде всего это ки
сается группы вулканических пород, в частности Чаткало-Курамински-
го региона, которые несмотря на их высокие декоративные качества, до
настоящего времени как объекты добычи облицовочного и поделочного
камня целенаправленно еще не изучались.
Магматические породы широко используются также для получен»
высококачественного дробленого камня (как дорожный балласт н на-
полнитель бетонов), перспективы которого на территории Узбекистана
неограпичены.
308
Несомненный интерес представляет пример соответствия лейкокра-
товых гранитов (Лянгар) и волластонитовых скарнов (Койташ) Запад-
ного Узбекистана кондициям керамического сырья. Вовлечение в сферу
изучения целого ряда неисследованных с этой точки зрения магматиче-
ских образований (пегматитов, аплитов, лейкократовых сиенитов и тра-
хитов) и связанных с ними контактово-метасоматических пород обе-
щает значительное расширение возможностей УзССР на предмет раз-
работки природного фарфорового камня.
Наконец, за счет магматитов республики могут быть удовлетворены
потребности промышленности в мелкой слюде (мусковите) как сырье
для производства «молотой слюды», а также гранате как высокосорт-
ном и рентабельном абразивном материале.
Приведенное не оставляет сомнений в чрезвычайной металлогеннче-
ской значимости магматических образований различных палеострук-
тур Узбекистана.
Вместе с тем в прикладном плане полученные результаты являются
лишь частичными, в большинстве недостаточными для непосредствен-
ной организации на их основе поисковых работ на конкретные виды
полезных ископаемых, т. е. не могут прямо служить целям надежного
прогнозирования промышленных месторождений — главной задаче
средне- и крупномасштабных металлогеническпх исследований. Пред-
ставляется, что решению этой задачи содействовало бы создание в
научно-исследовательских и тематических центрах Мингео УзССР про-
граммного документа, Генерального проекта, обеспечивающего плано-
мерное и всестороннее изучение рудоносности наиболее перспективных
магматических комплексов. Наряду с разработкой петрохимических,
геохимических и минералогических параметров их рудоносности, опи-
рающейся на формационный анализ, эта программа должна учитывать
необходимость теснейшей увязки петрологических данных с геологиче-
скими как важнейшими и определяющими, учитывающими, в частно-
сти, глубинность формирования и эрозионного среза магматических
тел, характер и степень распространения околорудных метасоматитов,
признаки и масштабы надпнтрузивных ареалов и т- д. Реализация та-
кой программы, безусловно, будет способствовать повышению эффек-
тивности и качества геологоразведочных работ на различные виды ш
лозных ископаемых, связанных с магматическими породами.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Подводя итоги изложенному, необходимо еще раз подчеркнуть, что
представляемая карта магматических комплексов, сопровождающаяся
геолого-петрографической, петрогеохимической и металлогенической
характеристиками — необходимый и важный этап для перехода к сле-
дующей стадии запланированного Мингео УзССР обобщения данных
по магматическим образованиям. Это обобщение имеет в виду форма-
ционный анализ выделенных подразделений, который необходим с точ-
ки зрения выяснения возможностей обеспечения глубинности прогнозно-
металлогенических построений через потенциальные рудные возмож-
ности эталонных формационных типов и исследование, геотектониче-
ских условий проявления и стабилизации их конкретных региональных
представителей — магматических комплексов. Вместе, с тем следует
иметь в виду, что в ходе обобщения данных по магматическим образо-
ваниям УзССР установлена большая неравномерность их изученности.
Не вдаваясь в детали, касающиеся недостающих геолого-петрографи-
ческих, петрохимических и прочих сведений по отдельным охарактери-
309
зованным в настоящей работе подразделениям, от метим общую недоста-
точность геологической информации по вулканитам Западного и Юж-
ного Узбекистана. Изученность интрузивных пород в этих регионах
значительно выше, чем вулканических. И наоборот, вулканиты Чатка-
ло-Кураминского региона в настоящее время охарактеризованы полнее
и глубж-е их плутонических комагматов.
Прежде чем приступить к составлению карты магматических форма-
ций Узбекской ССР, необходимо провести соответствующее петрологи-
ческое доизученпе магматигов упомянутых регионов, которое предусмот-
рено перспективным планом работ Мингео УзССР. Желательна также
постановка специальных исследований по уточнению возраста ряда ре-
перных магматических объектов. Эти исследования необходимо вести
одновременно: 1) по линии уточнения стратиграфического положения
магматических комплексов (дополнительного изучения характера гео-
логических соотношений с вмещающими породами и в случае необхо-
димости получения новых данных о стратиграфической позиции послед-
них), 2) по линии радиологического изучения возраста магматических
пород. Что касается второго направления, то необходимо шире внед-
рять в практику геологосъемочных, поисковых и тематических работ
различные методы определения абсолютного возраста пород, особенно,
калий-аргоновый и рубидий-стронциевый, комплсксируя их на объек-
тах арбитражного значения.
Особое внимание следует уделять также изучению вещественного
состава магматических ассоциаций, важность которого в производствен-
ных работах пока несколько недооценивалась. Подразделения Мингео
УзССР располагают мощной лабораторной базой, оснащенной совре-
менной аналитической аппаратурой, однако технические возможности ее
еще используются не полностью. Обычно аналитические заказы геолого-
съемочных подразделений ограничиваются породным уровнем исследо-
вания вещества. Авторы надеются, что новые крупномасштабные геоло-
госъемочные исследования будут соответствовать требованиям времени
и изучение вещественного состава магматических пород будет осуще-
ствляться уже на минеральном уровне.
В последние годы в петрологию стали настойчиво проникать матема-
тические методы обработки аналитических данных, в связи с чем изу-
чение вещественного состава магматических пород необходимо прово-
дить с учетом требований математической статистики, применение ко-
торой в ряде тематических партий Мингео УзССР можно считать впол-
не оправданным.
Из проблемных задач предстоящих исследований наиболее важны-
ми- являются следующие. Во-первых, проблема полноценной геофизи-
ческой характеристики всех магматических ассоциаций Узбекистана и
слагающих их конкретных магматических тел. В настоящее время лишь
немногие магматические подразделения могут быть охарактеризованы
по всем элементам геофизической интерпретации, вырисовывающим
площади распространения и морфологию тел плотных пород (локаль-
ные максимумы силы тяжести) с петрографическим и петроструктур-
ным их расчленением (т- е- выделением габброидов, базальтоидов, ме-
таморфических пород высокой плотности, перидотитов, пироксенитов и
др.), контуры преимущественного развития и морфологию легких по-
род (локальные минимумы силы тяжести) с обособлением внутри них
пополнительных контуров различающейся плотности, а также магнит-
ные аномалии, указывающие тип кольцевых ареальных структур, ано-
малии, фиксирующие дифференцированное (пестрое) магнитное поле и
аномалии, отражающие положение магнитных пород разного состава
310
на глубине. Значение этих параметров для формационного анализа, а
также для выяснения объемных фигур рудоносных интрузий, т. е. в ко-
нечном счете для целей глубинного прогноза перспективных рудных
участков, трудно переоценить. Во-вторых, проблема соответствия маг-
мптических образований закрытых территорий УзССР магматитам от-
крытых. В Мингео УзССР работы по изучению магматизма закрытых
регионов проводятся пока ограниченно и недостаточно увязаны с ре-
зультатами исследований в горных районах республики. Расширение ис-
следований магматических образований закрытых территорий имеет не
только региональный петрологический интерес, с ним связано также
выявление погребенных рудоносных плутонических и вулканических
ассоциаций — вероятных объектов пристального внимания геолого-
разведочной службы недалекого будущего.
311
ПРОЕКТ «ЛЕГЕНДЫ ДЛЯ КРУПНОМАСШТАБНОГО
ГЕОЛОГИЧЕСКОГО КАРТИРОВАНИЯ МАГМАТИЧЕСКИХ
ОБРАЗОВАНИИ ГОРНЫХ РАЙОНОВ УЗБЕКИСТАНА
Примечания к легенде:
1.	Установленная последовательность формирования отдельных под-
разделений магматических комплексов обозначается соответствующи-
ми цифрами справа и ниже индекса состава пород. Неустановленная
последовательность цифровых обозначений не имеет.
2.	Фациальные разновидности отдельных подразделений различают-
ся либо индексом состава, либо буквенными обозначениями справа и
вверху от индекса состава.
3.	Различные по составу породы покровных фаций вулканических
комплексов изображаются с помощью специальных литологических
значков.
4.	В вулканических комплексах тела секущей группы фаций изобра-
жаются с помощью штриховки или обозначаются усложненными (с до-
полнительными значками) контурами.
Западный Султануиздаг
D2sA— «Липарит-дацит-лейкобазальтоидный комплекс
шейхджейлинской свиты
Покровная группа фаций (s/z): 1) андезито-базальтовые и андезито-
вые порфириты, 2) андезито-дацитовые и дацитовые порфиры, 3) липа-
ритовые порфиры, 4) туфы и туфобрекчии андезито-базальтов и анде-
зитов, 5) туфы андезито-дацитовых и дацитовых порфиров. Субвулка-
ническая фация: 6) з — диабазы и диабазовые порфириты, 7) лл —
дацитовые и лппаритовые порфиры-
В2г— Зенгебобинскнй габбро-диоритовый комплекс
1) vi — габбро, 2)	— габбро-диабазы и диабазы, 3) б2 — Дио-
риты, 4) q63 — кварцевые диориты, 5 ) уо4- гранодиориты, 6) pg 7-
кварцевые альбитофиры и плагиотранит-порфиры.
Восточный Султануи здаг
PR// — Комплекс амфиболитов, гранито-гнейсов и
мигматитов Дарбазатау
1) амфиболиты (метабазальты) 2)',-g — мигматиты, плагиогранито-и
гранито-гнейсы.
312
PRsd— Липарит-андезит-базальтовый комплекс
султануиздагской и джамансайской свит
Покровная группа фаций (sd) : 1) амфиболиты и амфиболовые сланцы
(метабазиты), 2) метадациты, 3) туфы дацитов. Субвулканическая фа-
ция: 4) уо- — гранодиорит-порфиры, 5) — гранит порфиры.
PRs — Сулгануиздагский гипербазит-габбро-
плагиогранитовый комплекс
1) (ц серпентиниты, 2) v2 — амфиболиты и габбро-амфиболиты (ме-
таморфизованные габбро- и габбро-диабазы), 3) pgy3— милонит- и ка-
таклазпт-плагиограниты.
PRgkr — Липарит-андезит-базальтовый комплекс
каракудукской свиты
Покровная группа фаций (kr): 1) базальты, андезито-базальты и анде-
зиты, 2) туфы базальтов, андсзито-баяалыов и андезитов. Субвулкани-
ческая фация: 3)	— липарит-порфиры, кварцевые альбитофиры,
плагиогранит-порфиры и альбититы.
— Андезит-базальтовый комплекс
бешмазарской свиты
Покровная группа фаций (bin): 1) альбитофиры, 2) туфы альбитофи-
ров, 3) туффиты.
CiGc — Трахилипарит-дацит-лейкобазальтоидный
комплекс ащенынтауской свиты
Покровная группа фаций (пс): 1) диабазы, базальтовые порфириты, ан-
дезито-базальты и андезиты, 2) туфы андезито-базальтов, 3) туфы анде-
зито-дацитов и дацитов, 4) туфогравелпты, 5) туфопесчаники. Субвул-
каническая фация: 6) Ъ — липариты,трахилипариты-
С[/Ь — Тебинбулакский перидотит-пироксенит-габбровый
комплекс
1) cqa — серпентинизированные перидотиты (верлиты и шрисгеймиты),
*2)	— пироксеновые, тебинигы, 3) щв--горнблендиты, 4) *2 —габбро,
5) V/ — жильные габбро-пегматиты.
Са/г — Актауский трондьемитоый комплекс
1) 701 — мелко- и среднеюрнпстыс амфпбол-биогиговые гнсйсо-тонали-
ты. 2)у —762 — среднезернистые амфибол-биотитовые трондьемиты.
Жильные породы 3) / 1 — мусковит-биотитовые граниты и плагиограни-
ты , 4) q6n2 — кварцсодержащие диорит-порфириты, биотитовые тона-
лит- и трондьемит-порфиры, 5) 7 б3— мусковит-биотитовые трондьемиты
и гранодиориты, 6) у4 — лейкократовые, двуслюдяные и существенно
мусковитовые граниты, аплиты, пегматиты.
313
P-Тс/ Джамансайский сиенитовый комплекс
I) Т| — шонкиниты и близкие к ним породы, 2) g2 — среднезернисты? I
сиениты; 3)	— крупно- и грубозернистые сиениты, 4) 4 — мелкозер-
нистые сиениты. Жильные породы: 5) Нотс1 — сиенито-диориты, сиенитов
диоритовые порфириты: 6) сл2—сиенитовые и кварцевые спеинговы 1
порфиры (до граносиенит-порфиров); 7) gp3 — аплит-пегматиты, сиены!
пегматиты.
Север о-Б у ка н т а у с к и й палеопрогиб
позднепротерозойского заложения
RFn-V — Базальтовый комплекс кумбулакской (km)
и карашахской (kr) свит
Зеленые сланцы (kr. km}, глаукофановые сланцы (km)
Q-()kl— Щелочной оливин-базальтовый комплекс
кулкудукской свиты
Покровная группа фаций (/г/): 1) щелочные оливиновые базальты,!
2) туфы щелочных базальтов- Субвулканическая фация: 3) 0л — дна-1
базы, диабазовые порфириты.
S2-Di/b — Трахибазальтовый комплекс тубабергенской
свиты и ее аналогов
Покровная группа фаций ((b): 1) трахибазальты, трахианлсзито-оЛ
зальты, 2) трахиандезито-дациты, трахидациты, 3) трахплипаритЯ
4) туфы трахибазальтов и трахиандезито-базальтов, 5) туфы трахиаИ
дезито-дацптов и трахидацитов, 6) туфоконгломераты, 7) т\фопесчаи-И
ки. Субвулканическая фация: 8) v-j — габбро-диабазы, диабазы и лая
базовые порфириты.
C2bk - Бокалинский тоналит-трондьемитовый комплекс
1) 74 —среднезернистые а.мфибол-биотитовые тоналиты, 2)
крупно- и среднезернистые амфибол-биотитовые грондьемиты, 3)'/'-|
мелкозернистые амфибол-биотитовые трондьемиты и плагиограннш
Жильные породы: 4)	— плагиогранит-порфиры, 5) уог 2 —ъоюИ
дьемит-порфиры, 6) q о-3 — диорит- и тоналит-порфиры, 7) р4 — пегм^И
титы, аплит-пегматиты, аплиты, гранит-аплнты, плагиограниты, 8) уД
— плагиогранит-трондьемитовые порфиры, 9) рог 6— тоналит-порфиЛ
Ю) £%7—вогезито-минстты, 11) рт? 8—- плагиогранит-трондьемнт ны(И
порфиры, 12) бл9— тоналит-порфиры и диорит-порфириты, 13)
спессартиты.	I
Ю ж и о- Б у к а н т а у с к о е древнее поднятие
РКЬ — Букантауский гипербазит-габбро-
плагиогранитовый комплекс
1) щ — апоперпдотитовые серпентиниты, 2) v2 — габбро, 3) PgJ
плагиограниты.	В
314
С2/г/г —	Кокпатасский кварцеводиорит-гранодиоритовый
1) ЧА —' мелкозернистые порфировидные кварцевые диориты (кварце-
вые сиенодиориты), 2)ус2 — средне- и крупнозернистые слабо порфи-
ровидные амфибол-биотитовые гранодиориты-адамеллиты, 3) 7 703 —
мелко- п среднезернистые резко порфировидные амфибол-био пи овые
граниты-адамеллиты и гранит-адамеллитовые порфиры. Жильные по-
роды: 4) у-'.бл1 амфибол-биотитовые адамеллиты и адамеллит-пор-
фиры, 5) у 2 — лейкократовые граниты, аплиты, пегматиты, 6) рл3--
диабазовые порфириты, 7) бл4— диоритовые порфириты и диоритовые
лампрофиры, 8) цбл5 —кварцевые диорит-порфир иты, 9) бл® —грано-
диорит-порфиры, 10) 7 л7 — гранит-порфиры, 11) —- оливин-пнроксе-
новые лампрофиры.
Среднекаменноугольн о-p анне пермский
алтынтауский комплекс гранитоидов
C2-?db — Дербезский гранитоидо-гнейсовый и
гнейсо-гранитоидный субкомплекс
1) qdi — мелкозернистые амфибол-биотитовые кварцевые гнейсо-дио-
риты, 2) у 62—мелко- и среднезернистые биотит-амфиболовые и биогито-
вые гнейсо-гранодиориты, 3) р — жильные аплиты и пегматиты.
С: al —	Собственно алтынтауский гранодиорит-
адамеллитовый субкомплекс
1) у?!— среднезернистые биотитовые гранодиориты, 2) уо2— крупно-
и среднезернистые биотитовые гранодиориты-адамеллиты, 3) у у&з —
мелко- и среднезернистые биотитовые граниты-адамеллиты, 4) i —
жильные граниты.
C-j-PiG— Алтыбайский субкомплекс двуслюдяных и
лейкократовых гранитов
1) yi — крупнозернистые двуслюдяные граниты, 2) у 2 — среднезерни-
стые двуслюдяные граниты, 3) у 3 — мелкозернистые двуслюдяные
граниты, 4) р — жильные граниты, аплиты и пегматиты.
Ps — Сарытауский гранит-адамеллитовый комплекс
1) у-уол — адамеллит-гранитовые порфиры. Жильные породы: 2) р1 —
аплнтовидные граниты, аплиты и пегматиты, 3) у бл2— гранодиорпт-
порфиры двух относительно разновозрастных генераций, 4) рбл3—квар-
цевые диорит-порфириты, 5) ул4— гранит-порфиры.
P-Ts — Саутбайский габбро-сиенит-граносиенитовый комплекс
1) vi — габбро и монцогаббро, 2) суб? — кварцевые сиенито-диори-
ты, 3) §3 — амфибол-биотитовые граносиениты. Жильные породы:
4) р-- лейкограниты, граниг-аплпты и гранит-пегматиты, 5) |бл—сие-
нито-диоритовые порфириты, 6) х—вогезито-спессартиты.
Север о-Т амды некий палео прогиб
поздне протерозойского заложения
RF3-Vhc — Базальтовый комплекс учкудуктауской свиты
Амфиболиты и зеленые сланцы (метабазиты).
315
PR/n— Тамдытау-Нуратинский гипербазит-габбро-
плагиогранитовый комплекс
1 ) ст, — серпентиниты (апоперндотитовые и апопироксенитовые), пиро!
ксениты, лерцолиты, верлиты, дуниты; 2)	— габбро и габбро-диори-
ты, 3)pg 7 я— плагиограниты, альбитофиры и кварцевые альбитофире
Eel — Трахибазальтовый комплекс елемесащинской свиты
Покровная группа фаций (el) 1) базальты, трахибазальты, 2) трахи-1
ты, 3) туфы трахибазальтов, трахиандезито-базальтов и трахиандези-
тов, 4) туфы трахитов, 5) туфоконгломераты.
S%ks — Лейкобазальтоидный комплекс кушкумбайской свиты
Покровная группа фаций (ks): 1) андсзито-базальты и лейкобазальты,
2) туфы андезито-базальтов и лейкобазальтов, 3) туфогравелиты.
С3/г — Казахтауский адамеллитовый комплекс
1) у- 78 средне-и крупнозернистые порфировидныс амфибол-биши-
товыс адамеллиты. Жильные породы: 2) 7л1-—амфибол-биотитовые
адамеллит- и гранит-порфиры, 3) 70-2 — амфибол-биотитовые грано-
диорит-порфиры, 4) би3 — кварцевые диорит-порфиры и диорит-порфи-
риты, 5) %4 — спессартиты.
Pst Северо-тамдынский адамеллит-гранитовый комплекс
1) 7i — крупно- и грубозернистые порфировидные амфибол-биотито-
вые граниты-адамеллиты, 2) 7-’ -— амфибол-биотитовые гранит-пор-
фиры (дайки), 3) 7“^ —биотитовые гранит-порфиры (дайки), 4) 72—
средне- и мелкозернистые лейкократовые граниты, 5) р — жильные
биотитовые граниты, пегматоидные и аплитовидные граниты, аплиты,
аплит-пегматиты.
Ауминза-Бельтауское древнее поднятие
RFnm — Базальтовый комплекс ауминзинской свиты
Зеленые сланцы (метабазнты).
a Dm —	Мурунтауский сиенодиорит-гранофировый комплекс
1) Рл1 — диабазовые порфириты, 2) qgdn2—-кварцевые сиенито-диори-
товые порфириты, 3)	7~3 — гранитовые и сферолит-гранофировыс
порфиры.
Сз-Е— Захкудукский гранит-адамеллитовый комплекс
1) 7— 7Ji — среднезернистые порфировидные амфибол-биотитовые ада-
меллиты, 2) 72— мелкозернистые редковкрапленниковые биотитовые
граниты. Жильные породы: 3) ~t~ — биотитовые гранит-порфиры,
4) р - — аплиты, пегматиты, 5) 7 -7З- — ада.меллит-и гранит-порфиры.
6) 78т —гранодиорит-порфиры, 7) 6л— дпориг-порфириты, кварце-
вые диорит-порфириты, 8) у — спессартиты.
316
Psfi — Шохетауский комплекс лейкократовых гранитов
1) у— мелко- и среднезернистые слабо порфировидпые существенно-
биотитовые граниты, 2) i — жильные аплиты, лсйкограниты.
Кульджуктауский палео прогиб
ранне палеозойского заложения
O2-S|fez— Андезит-дацит-липаритовый комплекс
казакасуйской-учкудукской свит
Покровная группа фаций (fez) : 1) андезито-базальты, андезиты, 2) ан-
дезито-дациты, 3) липарито-дациты, липариты, 4) туфы андезито-ба-
зальтов и андезитов, 5) туфы андезито-дацитов и дацитов, 6) туфы
липарито-дацитов и липаритов. Субвулканическая фация: 7)	—липа-
рит-порфиры.
C|-2/s — Андезит-дацит-липаритовый комплекс
таушаиской свиты
Покровная группа фаций (/s) : 1) андезиты, 2) андезпто-дациты. тани-
ты, 3) липариты, 4) туфы андезитов, 5) туфы андезито-дацитов и да-
цитов, 6) туфы липаритов, 7) туфогравелиты, 8) туфопесчаники.
Ci-2fe/ — Кульджуктауский габбро-гранитоидный комплекс
1) а® — перидотиты, плагиолсрцолиты, лерцолиты, 2) -пироксени-
ты, вебстериты, 3)	— горнблендиты, 4) v9 —габбро-нориты, нори-
ты, 5) v® — троктолиты, 6)	— пироксен-амфиболовые и амфиболо-
вые габбро и габбро-диориты, кварцевые габбро, 7)	— лейкогаббро.
анортозиты и полосчатые габбро, 8) б3 — мелко- и среднезернистые
амфиболовые и биотит-амфиболовые диориты и кварцевые дио-
риты, 9) 7—ye® — мелко- и среднезерннетые мусковит-биотитовые
адамеллиты и трондье.мнты. 10) \ 70® •— мелко- и среднезерннетые
амфибол-биотитовые гранодиориты, 11) 7 -70®	—• мелко- и средне-
зернистые амфибол-биотитовые тропдьемиты, 12) 75 — крупнозерни-
стые порфировидные мусковитовые и мусковит-биотитовые граниты.
Жильные породы: 13) р — аплиты, пегматиты, граниты, 14) р — диа-
базы, диабазовые порфириты, микрогаббро.
C2Zz— Тозбулакский сиенодиорит-лейкогранитовый комплекс
1) qgfii — средне- и крупнозернистые порфировидные биотит-амфибо-
ловые кварцевые сиенито-диориты и гранодиориты, 2) 72—крупно-
зернистые слабо порфировидные амфибол-биотитовые граниты, 3) £2 —
крупнозернистые гастингситовые и биотит-гастпнгситовые сиениты,
4) Qs, Tf2 — крупнозернистые биотит-гастингситовые и биотитовые
кварцевые сиениты и граносиениты, 5)7 з — среднезернистые биотито-
вые граниты, 6) п£з — среднезерннетые эгирин-гастингситовые нефели-
новые сиениты, 7)	— мелко- н среднезернистые бногит-гастингсито-
вые и гастингситовые сиениты, 8) qg, ус3 — мелко- и среднезернистые
биотит-гастингситовые и биотитовые кварцевые сиениты и граноснени-
ты, 9) р — жильные аплиты, пегматиты, граниты-
317
С2с/г— Цен1рально-кульджуктауский одинит-диорит
гранитоидный комплекс
1)6’ —роговообманковые мпкродиориты, 2) 8- 2 — спсссартитовидные
диоритовые и диабазовые порфириты, оливиновые одиниты, 3) цбя3 —
кварцевые диорит-порфириты и диорит-порфприты, 4) уок 4 — грано-
диорит-порфиры, 5) у- ° — гранит-порфиры, (>) /_6 — спессартиты.
Каратауский палео прог и б
раннепалеозойс к о г о заложения
Sisr— Сармичский диабаз-диорит-гранитоидный комплекс
1) р — диабазы, габбро-диабазы, диабазовые порфириты, 2) бл —дио-
рит-порфириты (в том числе лампрофировпдные), кварцевые диорит-
порфириты, 3) уь~ -— гранодиорит-порфиры, 4) у- — фельзитовые и
кварцевые порфиры, гранит-порфиры.
Р/г — Каратауский комплекс лейкократовых гранитов
1) у] — крупнозернистые биотитовые граниты, 2) у 2— мелкозер-
нистые порфировидные биотитовые граниты. Жильные породы: 3) i —
мелко- и среднезернистые лейкограниты, 4) р — гранит- и аплит-псгма-
титы, 5) у -	— адамсллнт-порфиры,
Зиаэтдинский древний выступ
PFi/г/— Щелочной липарит-базальтовый комплекс
каттармайской свиты
Покровная группа фаций (kt)-. 1) зеленые и глаукофановые сланцы
(метабазиты), 2) оливиновые базальты, 3) вулканическая брекчия ба-
зальтов, 4) туфы оливиновых базальтов, 5) туффиты. Субвулкаииче-
ская фация: 6) 7.л — липарит-порфиры.
PRnz— Нурата-Зирабулакский габбро-гипербазитовый комплекс
1) сц— апогарцбургитовые серпентиниты, 2) т2—-габбро, габбро-амфи-
болиты, амфиболит ы.
П3/г — Каракуганский диорит-гранит оид-
порфировый комплекс
1) уоп 1 — биотитовые и амфибол-биотитовые гранодиорит-порфиры,
2) уо-2—амфибол-биотитовые (гранатсодержащие) гранодиорит-пор-
фиры, 3) уйк 3 — амфибол-биотитовые гранатовые кварцевые диорит-
порфириты и порфировидные гранодиорит-порфиры, 4) бл4— амфибол-
биотитовые диоритовые и кварцевые диоритовые порфириты, сиенодио-
ритовые и кварцевые сиенодиоритовые порфириты, 5) %5 — спессарти-
ты, вогезито-спессартиты, керсантито-спессартиты.
К а р а т ю б е-3 ирабулакский палеопрогиб
палеозойского заложения
O2-Si — Лндезит-дацит-липаритовый комплекс
алгыаульской-дараитутской (al) и дауташской (ell) свит
Покровная группа фаций: 1) актинолитовые ортосланцы и амфиболи-
ты (di, метабазиты), 2) андезитовые порфириты (al) 3) дацитовые
318
порфиры (al) 4) линаритовые порфиры (al, (It), 5) туфолаиы линари-
товых порфиров (di). 6) игиимбриты линаритовых порфиров (di), 7)
т\фы андезитовых порфиров (al), 8) туфы липариговых порфиров (aldt).
!)) Субвулканическая фация: тт. — андезитовые порфириты (al) ,
10)	— дацитовые порфириты (al) 11) 7,л— фельзитовые и
тациговые порфиры (al. di),
С2а — Аткамарский габбро-диорит-гранодиоритовый комплекс
1) си — амфиболовые перидотиты, 2) ад — амфиболовые и пироксен-ам-
фиболовые габбро-диориты и габбро, 3) q&2 — среднезернистые биоти-
товые кварцевые диориты и гранодиориты, 4) qd3 — мелкозернистые
амфибол-биотитовые кварцевые диориты и гранодиориты- Жильные по-
роды: 5) i —• двуслюдяные гранодиориты и граниты, 6) бл — диорит-
порфириты.
Сред пек аменноугол ьн о р анне пермский каратюбе-
зирабулакский комплекс гранитоидов
С2-3/ — Тымский гнейсо-гранитоидный и гранитоидо-
гнейсовый субкомплекс
1) 1 - 1^1— средне- и крупнозернистые порфировидные гнейсовидные бно-
тптовые граниты-адамеллиты и ада.меллито-гнсйсы (карачакудукский
тип), 2) ydi биотитовые и амфибол-биотитовые гранодиориты-адамел-
литы и адамеллиты, 3) у-gi — биотитовые и мусковит-биотитовые грани-
то-гнейсы, биотитовые гранодиоргпо-гнейсы, кварцевые диорито-гнейсы.
4) 72 •— мелко- и среднезернистые гнейсовидные биотитовые,
иногда мусковит-биотитовые граниты-адамеллиты и адамеллито-гней-
сы (тымский тип), 5) у Q —мелко- и среднезернистые редковкраплен-
нпковые биотитовые граниты-адамеллиты и гранито-гнейсы (джалкыр-
ский тип), 6) р — жильные турмалиновые, гранат-тур.малинбвые гра-
ниты, аплитовидные граниты, пегматиты.
CJiz— Позднекаменноугольный собственно каратюбе-зирабулакский
адамеллит-гранитовый субкомплекс
I) 'И- грубо- и крупнозернистые биотитовые граниты и граниты-адамел-
литы, 2) 7-761 —средне-и крупнозернистые порфировидные трахитопд-
ныс биотитовые адамеллиты, 3) qsi—грубо-и крупнозернистые трахи-
тоидные роговообманковые и роговообманково-биотитовые кварцевые
сиениты,4)7gi—грубо и крупнозернистые трахитоидные роговообман-
ковые и роговообманково-биотитовые грапосиеннты, о)	—средне-
II крупнозернистые порфировидные биотитовые и роговообманково-био-
титовые адамеллиты, 6) 7-762'’-—среднезернистые редковкрапленнико-
вые биотитовые адамеллиты, 7) qg2— среднезернистые порфировидные
трахитоидные роговообманковые и биотит-роговообманковые кварцевые
сиениты, 8) 7-70 з — мелкозернистые порфировидные биотитовые адамел-
литы, 9) 7з — крупно- и грубозернистые лейкократовые граниты и
граниты-адамеллиты, 10) qE3 — мелкозернистые порфировидные трахи-
тоидные роговообманковые кварцевые сиениты. Жильные породы: 11)
qS.61 — мелкозернистые амфибол-биотитовые кварцевые сиенито-дио-
риты, гранодиориты, 12) р2— аплиты, пегматиты, граниты, 13) бл3—
лампрофировидные диорит-порфириты.
319
С.-Р]/г/ — Кетменчинский субкомплекс двуслюдяных и
лейкократовых гранитов
1)	—среднезреиистыс слабо порфировидные двуслюдяные грани-
ты, 2) у б —крупнозернистые лейкократовые слабо порфировидные
биотитовые граниты, 3)	7^ — мелкозернистые двуслюдяные пегма-
тоидные граниты, 4)	— среднезернистые двуслюдяные граниты,
5) 7® —крупнозернистые слабо порфировидные двуслюдяные граниты
6) 7g — мелкозернистые двуслюдяные граниты, 7) р—-жильные дву-
слюдяные и биотитовые граниты, аплиты, пегматиты, аплит-пегматиты.
Pg)—	Гурмакский адамеллит-гранитовый комплекс
1) 7-761—средне- и крупнозернистые рапакпвиобразные биотитовые
адамеллиты и граносиениты, 2) 72 средне- и мелкозернистые порфи-
ровидные биотитовые и мусковит-биотитовые граниты-адамеллиты,
3) р — жильные двуслюдяные граниты, аплнтовидные граниты, пегма-
титы.
Нуратинекий сегмент центральной части
Южно-тяньшаньской геосинклинали
с нерасшифрованными каледонскими
палеоструктурами
RF3-Vi7 — Базальтовый комплекс иттунысайской свиты
Зеленые сланцы и сланцы с глаукофаном (метабазиты).
Os — Щелочной оливин-базальтовый комплекс
шавазской свиты
Покровная группа фаций (s): 1) щелочные оливиновые базальты, 2) ту-
фы базальтового состава. Субвулканическая фация: 3) ir —пикритовые
порфириты, 4) рл— диабазовые порфириты.
Si — «Пипарит-базальтоидный комплекс буратбулакской (бг),
джазбулакской (dz) и ходжакабудской (/ц/) свит
Покровная группа фаций: 1) диабазы, базальтовые порфириты (bi),
2) туфы среднего состава (dz), 3) туфы кварцевых альбитофиров (/id),
4) туфы кислого состава (br, dz), 5) туффиты (dz)
Sim/ Мальгузарский диабаз-диорит-гранитоидный комплекс
1) (> — диабазы, габбро-диабазы, микрогаббро, габбро-диориты и со-
ответствующие им порфириты, 2) х — диоритовые лампрофиры, 3) 6л—
диориты, диор ит-порфириты, кварцевые диорит-порфириты, 4)7 6л —
гранодиорит-порфиры, 5) 7 л— гранит-порфиры-
S2k — Кошрабадский габбро (эссексит) сиенит-
граносиенитовый комплекс
1)	—тонко и мелкозернистые амфибол-пироксеновыс габбро фельд-
шпатизированные, 2) rfi —мелко- п среднезерннетые амфпбол-пирок-
320
сеновые эссекситы, 3) J3 — средне- и крупнозернистые амфибол-ппрок-
сеновыс и пироксен-амфиболовые меланократовые сиениты, сиеннт-
монцониты и монцониты, 4) -— крупно- и грубозернистые пироксен-
амфиболовые порфиробластические сиениты, местами трахитоидные,
5):	— крупнозернистые амфиболовые плагиосиеннты (андезиниты),
6)	—мелкозернистые порфиробластические пироксен-амфиболовые
сиениты, 7) q — амфиболовые нордмаркиты (жильные), 8) цб*2—мел-
ко- и среднезерипстые роговообманково-биотитовые и пироксен-рого-
вообманково-биотитовые диориты (сиенито-диориты) и кварцевые дио-
риты (кварцевые сиенито-диориты), 9) 7?|— крупно- и грубозерни-
стые крупновкрапленниковые роговообманково-биотитовые граносиени-
ты и кварцевые сиениты, 10) q — мелко- и среднезернистые крупно-
вкрапленниковые роговообманково-биотитовые кварцевые сиениты и
граноснениты. Жильные породы: 11)	—биотит-роговообманковые
кварцевые сиенит-порфиры, сиенит-пегматиты и турмалиновые пегма-
тоидные гранпты, 12)	— ппрокссв-роговообманковые, роговообман-
ково-иироксеновые и роговообманковые микроэссекситы и эссексит-
порфирпты, 13) —мелкозернистые биотит-роговообманковые сие-
нито-диориты и кварцевые сиенито-диориты, 14) q — мелкозернистые
роговообманково-бногитовые нордмаркиты, 15) 7с®—- мелко- и средне-
зернистые крупновкрапленниковые роговообманково-биотитовые норд-
маркиты и граноснениты, 16) 7 | крупно-, средне- и мелкозернистые,
участками пегматоидные субщелочные граниты, 17) q|6'() —мелко- и
среднезернистые роговообманково-биотитовые кварцевые сиенито-дио-
риты, 18) qgH2—мелко и среднезернистые роговообманково-биотитовые
кварцевые сиениты, 19) 7:^ — мелкозернистые существенно биотито-
вые граноснениты, граниты.
D|-2c/n — Трахилипарит-трахибазалыовый комплекс
чимкурганской и бандской свит
Покровная группа фаций: (ст): 1) трахибазальты, трахиандезито-ба-
<алыы, 2) андезито-дацитовые порфириты, 3) трахилипарит-дацитовые
п трахилипаритовые порфиры, 4) туфы трахибазальтов, трахиандезито-
базальтов, 5) туфы трахитов, 6) туфы трахилипарит-дацитов, трахили-
паритов. Субвулканическая фация: 7) рл — диабазовые порфириты,
габбро-диабазы, 8) "—трахиты, 9) а;— андезито-дациты, 10) ~	—
трахилнпариг-дацитовые и трахилипаритовые порфиры.
C2k — Каттаичский габбро-диорит-гранодиоритовый комплекс
I) vi — мелко- и среднезернистые порфировидные биотит-пирокссн-ро-
говооб.манковые, биотит-пироксеновые и биотит-роговообманковые габ-
бро и габбро-амфиболиты, 2) v62 мелко- и среднезернистые биотит-
роговообманковые местами гнейсовидные габбро-диориты, диориты и
кварцевые диориты, 3) Ж —мелко- и среднезернистые амфибол-биоти-
товые сиенито-диориты и кварцевые сиенито-диориты, 4) qf>4 — сред-
незернистые амфибол-биотитовые кварцевые диориты, 5) 7 5 — средне-
п крупнозернистые роговообманково-биотитовые гнейсовпдные грано-
диориты и кварцевые монцониты, гнейсо-гранодпориты, 6)7 6—мелко-и
21 — 7D2
321
среднезернистые гнеисовидные биотитовые и мусковит-биотитовые гра-
ниты. Жильные породы: 7) i — адамеллиты, аплит-граниты, двуслюдя-
ные граниты, 8) бл — диорит-порфириты, кварцевые диорит-порфирищ
9) убл — гранодиорит-порфпры и кварцевые монцонит-порфиры.
Среднекаменноугольн о-p аннепермский
шуракский комплекс гранитоидов

Дарасайский гнейсо-гранитоидный и гранитоидо-
гнейсовый субкомплекс
1) y6i — тонко- и мелкозернистые часто порфировидные биотит-амфп-
боловые кварцевые диорито- монцонито- тоналито- и гранодиорите-
гнейсы и соответствующие им гнейсо-гранитоиды, 2) у 6г — среднезерни-
стые, иногда порфировидные, биотит-амфиболовые кварцевые диорито
гранодиорито-гнейсы и соответствующие им гнейсо-гранитоиды, 3)у?з
крупнозернистые равномернозернистые
биотит-амфибо товые
кварцевые
диорито- и гранодиорито-гнейсы и соответствующие им гнейсо-гранитои
ды, 4) р — жильные аплиты и пегматиты-
СчХ — Собственно шуракский гранодиорит-
адамеллитовый субкомплекс
1) yS1— крупно- и грубозернистые биотитовые адамеллиты-гранодио-
риты, 2) у-уо® — среднезернистые равномернозерпистые и порфировид
ные существенно биотитовые граниты-адамеллиты, 3) у-уо®
сре (нс-
зернистые порфировидные амфибол-биотитовые граниты
4) у1 — крупно- и грубозернистые иногда порфировидные
адамеллиты
биотитовые
граниты, 5) y-ySQa — крупнозернистые равномернозернистые
иногда
порфировидные биотитовые граниты-адамеллиты, 6) y-yS® — крупно
зернистые равномернозернистые иногда порфировидные амфибол-био
титовые граниты-адамеллиты, 7) 762— среднезернистые нередко пор
фировидныс биотитовые адамеллиты-гранодиориты, 8) у-уй|—мелко-
зернистые порфировидные существенно биотитовые адамеллиты-грано
диориты, 9) y-yog- мелкозернистые порфировидные биотитовые гра-
ниты-адамелли гы, 10) у-у^з— мелкозернистые порфировидные амфп-
бол-биотитовые граниты-адамеллиты, И) у 4 — среднезернистые равно
мернозернистые существенно биотитовые граниты. Жильные породы
12) убл1— адамеллит- и гранодиорит-порфиры, кварцевые сиеннто-дио
ритовые порфириты, 13) р2 — аплиты, пегматиты, гранит-аплиты, гра
нит-пегматиты, биотитовые и двуслюдяные граниты, 14) цбл3 —кварце
вые диорит-порфириты, 15) убл4— гранодиорит-порфиры и гранодио
рит-адамеллитовые порфиры, 16) ул5 — гранит-порфиры, 17) о-6— сие
сартптовидные диорит-порфириты.
C.-Pg -
Гатчинский субкомплекс двуслюдяных и
мусковитовых гранитов
1) yi—среднезернистые существенно биотитовые граниты, 2) у 2
средне- и крупнозернистые мусковит-биотитовые граниты, 3) у з
ко- и среднезернистые слабо гнейсовидные мусковит-биотитовые
— мел
и био
тит-.мусковитовые граниты, 4) у4—тоико-
мелкозернистые
гнеисовид
и
и

322
ные биотит-мусковитовые граниты, 5) 75— мелко- и среднезерннетые
гнейсовидные биотит-мусковитовые и мусковитовые граниты, 6) р —
жильные аплиты, пегматиты, гранит-пегматиты, биотитовые и двуслю-
дяные граниты.
Т у р к е с т а н о-З а р а ф ш а н с к и й сегмент
центральной части Юж н о-Т яньшанскои
геосинклинали с нерасшифрованными
каледонскими палеоструктурами
— Кундаджуазский габбро-гипербазиювый комплекс
1) Gi — апогарцбургитовые серпентиниты, 2) v2 — олнвин-пироксено-
вые габбро-диабазы и габбро-диориты.
()2-3.$/ — Андезит-липаритовый комплекс шильхазорской свиты
Покровная группа фаций (si): 1) фельзит-порфиры, 2) туфы среднего
состава.
Oq-Sis/i— Андезиг-дацит-липариюьый комплекс
шахриомонской и шингской свит
Покровная группа фаций (sh): 1) андезитовые и андезито-дацитовые-
порфириты, 2) ортофиры, 3) липаритовые и фельзитовые порфиры,
4) туфы андезито-дацитов и дацитов, 5) туфы липарит-порфиров,
6) туффиты, 7) туфопесчаники, туфоалевролиты, 8) туфоаргиллиты.
Субвулканическая фация: 9) Хл— липарит-порфиры.
Ci-2A’r— Липарит-андезит-базальтовый комплекс
каратагской и суффинской свит
Покровная группа фаций (kr): 1) пикрит-диабазы, 2) базальтовые н ан-
дезитовые порфириты, 3) дацит-порфиры, 4) фельзит- и липарит-пор-
фиры, 5) туфы базальтовых и андезитовых порфиритов, 6) туфы дацит -
порфиров, 7) туфы фельзит- и липарит-порфиров, 8) туфоконгломера-
ты, туфогравелиты, 9) туфопесчаники- Субвулканическая фация:
10) рл — базальтовые и андезитовые порфириты.
Сг21пТанхазыский габбро-тоналит-плагиогранитовый комплекс
1) vpi — мелко- и среднезернистые пироксен-амфиболовые габбро-диа-
базы, 2) vi — мелко- и среднезернистые биотит-амфиболовые габбро и
габбро-диориты, 3) qd2—мелко- и среднезернистые диориты (обычно
кварцсодержащие), биотит-амфиболовые тоналиты, 4) 7-783—крупно-
зернистые амфибол-биотитовые трондьемиты, 5) 7-784 — среднезерни-
стые амфибол-биотитовые трондьемиты, 6) 7-785 — мелкозернистые
амфибол-биотитовые трндьемиты, 7) 7® — крупнозернистые амфибол-
биотитовые плагиограниты 8) 7б6 — крупнозернистые био-
титовые плагиограниты, 9) 7? —среднезернистые биотитовые плагио-
граниты, 10) у? — среднезернистые амфибол-биотитовые плагиограни-
ты, 11) 78 — мелкозернистые амфибол-биотитовые плагиограниты,
12) улв — плагиогранит-порфиры. Жильные породы: 13) р’ — аплиты,
аплит-граниты и пегматиты (в том числе плагиоаплиты и плагиопегма-
гпты, 14 7л2 — плагиогранит-порфиры, 15) р3 — диабазы, диабазо-
вые порфириты и микрогаббро, 16) %4 — спессартиты и одиниты.
Сг2< — Зарафшанский диабаз-диорит-гранитоидный комплекс
1) р— метаморфизованные диабазы, 2) бл— диоритовые и кварцевые
323
диоритовые порфириты, микродиориты, 3) х—мегаморфизованныг
спессартиты, 4) ул -гранит-порфиры-
Ср/пс Мачетлинский монцодиорит-гранодиорит-
граносиенитовый комплекс
1)	— среднезернистые амфибол-биотитовые габбро, 2) v<\—средне-
зернистые амфибол-биотитовые габбро-диориты, 3) qgfi2—мелко- и
среднезернистые мезократовые амфибол-пироксен-биотитовые кварце-
вые диориты и кварцевые сиенодиориты, 4) qg63— среднезернистые
лейкократовые пироксен-амфибол-биотитовые кварцевые сиенодиориты,
5) у84 — среднезернистые слабо порфировидные биотитовые гранодио-
риты, 6)7-784 —срсднезернисгые слабо порфировидные амфибол-бпо-
титовые адамеллиты, 7) qgg — среднезернистые амфибол-биотитовые
кварцевые сиениты, 8) yg6— мелкозернистые амфибол-биотитовые гра-
носиеннгы. Жильные породы: 9) у1— амфибол-биотитовые и биотитовые
граниты, 10) р2 — аплиты, 11) р3 — диабазы, 12)	— спессартиты,
13) о«ь — диоритовые порфириты, 14) 78л6 — гранодиорит-порфиры,
15) уел7— кварцевые сиенит- и граноспсннт-порфиры, 16) у~ 8 — гра-
нит-порфпры.
С2/п — Яхтонский кварцеводиорит-гранодиоритовый комплекс
1) q6i — мелкозернистые слабо порфировидныс амфибол-биотитовые и
биотит-амфиболовые кварцевые диориты, 2) у82—мелко- и среднезер-
иистые порфпровидные биотит-амфиболовые (мезократовые) грано-
диориты. 3) 763 — мелко- и среднезернистые порфировидные амфибол-
биотитовые (лейкократовые) гранодиориты. Жильные породы: 4) р
граниты, аплит-граниты, аплиты, пегматиты, 5) 6л — диоритовые пор-
фириты, 6) 78- гранодиорит-порфиры, 7) 7-—гранит-порфиры.
C3at* - Авгайджуманский гранит-адамеллитовый комплекс
1) 7'Т^ 1 — крупнозернистые порфировидные биотитовые граниты-ада-
меллиты, 2) 71—крупнозернистые равномернозернистые биотитсодер-
жащие лейкограниты, 3)7-782 — среднезернистые резко порфировидныс
биотитовые адамеллиты, 4) ус-—среднезерипстые редковкрапленнико-
вые биотитовые граниты, 5)уз тонкозернистые резко порфировидныс
биотитовые граниты и гранит-порфиры, 6) р — жильные криптопорфи-
ровпдные граниты (гранит-порфиры), пегматиты и аплиты.
С3с — Чапухский катаклазит-гранитоидный комплекс
1) 7-78—мелко- и среднезернистые порфировидные биотитовые гней-
-со-адамеллиты и гнейсо-граниты, 2) р — жильные аплиты, пегматоид-
ные граниты, пегматиты.
C?.g Гиссарский адамеллит-грапиговый комплекс
1)	— средне- и крупнозернистые порфировидные мезократовые ам-
фибол-биотитовые адамеллиты и граниты-адамеллиты, 2) 7-782 — мел-
ко- и сретнезернистые порфпровидные мезократовые биотитовые (часто
амфиоолсодержащие) адамеллиты, 3) 7-783— средне- и крупнозерни-
стые порфировидные мезократовые амфибол-биотитовые граниты-ада-
меллиты и адамеллиты,!) 74 —крупно- и грубозернистые равнозернп-
стые лейкократовые биотитовые граниты, 5) yg —среднезернистые пор-
фировидные биотитовые местами амфнболсодержащие граниты,
6) 7б5 срецнезернистыс порфировидныс двуслюдяные граниты. Жиль-
ные породы: 7) 7-78 1 — мелко- и среднезернистые порфировидныс ам-
фиоол-оиотитовые адамеллиты, 8) у2 — мелко- и среднезернистые слабо
324
порфировпдные биотитовые и двуслюдяные граниты, 9) р3 аплиш,
пегматиты, 10) 76-4— порфировидные мелкозернистые гранодиориты и
гранодиорит-порфиры, 11) 7'7S~5 — порфировидныс мелкозернистые
адамеллиты и адамеллит-порфиры, 12) 7" 6 гранитовые и фельзито-
вые порфиры.
Cg-Pj/z — Хурсантагский комплекс гранатовых гранитов
1)71— мелко-и средисзернисгые местами порфировидные гранатсодер-
жащие биотитовые граниты и граниты-адамеллиты, 2) 72 — средне-и
крупнозернистые местами слабо порфировидные гранатсодержащие
биотитовые и мусковит-биотитовые граниты. Жильные породы:
3)	7-7'1— порфировидные гранатсодержащие амфибол-биотитовые
адамеллиты 4)72 грапатсодержашис биотитовые граниты, 5) р3—-
гранатсодержащие мусковит-биотитовые граниты, аплиты, гранит-аплп-
ты и пегматиты, 6) рл4— диабазовые порфириты, 7)6~5 — диоритовые
порфириты, 8) 7 л6 — гранит-порфиры.
Ps — Шатрутский габбро-гранитовый комплекс
1) п — среднезернистыс амфиболовые габбро, 2) q£&2— мелко- и сред-
псзернистыс слабо порфировпдные амфибол-биотитовые кварцевые
сиенодиориты, 3) 7-763—мелко- и среднезернистые порфировпдные
биотитовые и амфибол-биотитовые адамеллиты, 4); 4— средне- и круп-
нозернистые слабо порфировпдные биотитовые граниты 5) 7g —средне-
зернистые лейкократовые биотитовые граниты, 6)7^ —мелкозерни-
стые лейкократовые биотитовые граниты. Жильные породы: 7) о —
граниты, аплиты, пегматиты, 8) р — диабазы.
Р|/г— Липаритовый комплекс лючобской свиты
Субвулканическая фанпя: лл — липарит-порфиры, гранит-порфиры.
Ро — Обизарангский лейкогранитовый комплекс
1) 71—средне- и крупнозернистые лейкократовые биотитовые граниты,
2) 72—мелко- и среднезернистые местами порфировидные, биотитовые
граниты, 3) 7з—мелкозернистые порфировидные граниты, по структу-
ре варьирующие до гранит-порфиров, 4) р — жильные аплиты, пегма-
титы.
Р-Тс - Алмалысайский габбро-монцонит-сиенитовый комплекс
1)	— мелко- и среднезерннетые резко порфировидные оливин-био-
тит-пироксеновые монцогаббро (мезократовые и меланократовые кен-
таллениты), 2) v^2—мелко- и среднезернистые оливин-биотнт-пироксе-
новые габбро-монцониты, 3) vg3 — мелко- и среднезернистые порфиро-
видные пироксен-биотит-амфиболовые монцониты и кварцевые монцо-
ниты, 4) 564-—мелко- и среднезернистые порфировидные амфиболовые
монцодиориты, 5) 55 — крупнозернистые пироксен-амфиболовые сиени-
ты. Жильные породы: 6)	— сиенито-диоритовые и кварцевые сиени-
то-диоритовые порфириты, 7) езт — сиенит-порфиры и вогезиты.
Байсунский срединный массив
PRsb— Сурхантау-байсунтауский мигматит- и гранито-
гнейсовый комплекс
В 7-gi— мигматиты, биотитовые и дву слюдяные кварцевые дпорито-
гнсйсы, гранодиорито-гнсйсы, трондъемито-гнсйсы, плагнограниго-гней-
325
сы, адамеллите- и гранито-гнейсы, 2)702— мелко- и среднезернистые
местами гнейсовпдныс биотитовые гранодиориты и плагиограниты
3) 7'2 ~ мелко- и среднезернистые часто гранатсодержащие биотитовые
и двуслюдяные граниты, кордиеритовые двуслюдяные граниты, 4) р —
жильные пегматиты, аплиты, аплит-граниты, биотитовые и двуслюдя-
ные граниты, иногда гранат- и кордиеритсодержащие.
PRo — Айлянгарский метаандезитовый комплекс
1) р — ортоамфиболиты, 2) qfi-g—-мелко-, средне- и крупнозернистые
биотит-амфиболовые тоналито-гнейсы и гнейсо-тоналиты-
PRa/7 — Ангасайский металипаритовый комплекс
1) 7- g — мелкозернистые двуслюдяные гранито-гнейсы.
SjC— Чакчарский габбро-банатитовый комплекс
1) af— горнблендиты, 2) '—перидотиты, 3) —мелко- и среднезер-
нистые порфировидные биотит-амфиболовые габбро и габбро-диориты,
4) цбз — среднезернистые биотит-амфиболовые тоналиты, 5) 7'84 - сред-
незернистые биотитовые местами амфиболсодержащие банатиты.
Жильные породы: 6) р —биотитовые и двуслюдяные граниты, аплит-
граниты, пегматиты, 7) р-—диабазы, диабазовые порфириты-
Sb — Байсунский гранит-адамеллитовый комплекс
1) 7"7'Ji—-тонкозернистые	биотитовые гранодиориты-адамеллиты,
2) 7'7*2— мелкозернистые порфировидные биотитовые адамеллиты,
3) 7з*—крупнозернистые порфировидныс биотитовые граниты, 4)74
среднезернистые порфировидные биотитовые граниты, 6)7-5 — мелко-
зернистые биотитовые граниты. Жильные породы: 6) р1 — аплит-грани-
ты, пегматиты, аплиты, 7) 7-2 — биотитовые граниты.
Ss — Сурханский гранитовый комплекс
1) 71 — тонкозернистые мусковит-биотитовые граниты, 2) 72— крупно-
зернистые мусковит-биотитовые граниты, 3) 7 з ~ среднезернистые ред-
ковкрапленниковые мусковит-биотитовые граниты, 4) 74 —мелкозерни-
стые мусковит-биотитовые граниты. Жильные породы: 5) р1 — лейко-
кратовые двуслюдяные граниты, аплиты, пегматиты, 6) 7 2 — турмалии-
мусковитовые граниты.
Sz-D\bh — Бахчинский лейкогранитовый комплекс
1) 71 — мелкозернистые биотиг-мусковитовые граниты, 2)72 — средне-
и крупнозернистые биотит-мусковитовые граниты, 3) р — жильные пег-
матиты.
С|О/г —- Дапит-липаритовый комплекс зойской и вахшиварской свит
Покровная группа фаций (ой); 1) андезиты, 2) липарит-дациты, ли-
париты, 3) игнимбриты липаритов, 4) туфы андезитов, 5) туфы липа-
рит-дацитов и липаритов. Субвулканическая фация: 6) —дацитовые
порфиры, 7)	— липарит-дацитовые, линаритовые и гранитовые пор-
•фчры-
326
Cr2hd— Трахибазальтовый (?) комплекс ходжирбулакской свиты
Покровная группа фации (hd) : 1) трахиандезиты, 2) андезито-дациты
и дациты, 3) лавобрекчии трахиандезитов, 4) лавобрекчии андезито-
дацигов, и дапитов 5) туфы трахиандезитов, 6) туфы андезито-даци-
тов и дацитов. Субвулканическая фация: 7) р — габбро-диабазы и
диабазы, 8) -3-—трахибазальтовые и трахиандсзитовые порфириты.
Pjkr — Трахиандезит-трахибазальтовый комплекс кайракской свиты
Покровная группа фаций (kr): 1) трахибазальты, трахиандезито-
базальты, трахиандезиты, 2) туфы трахибазальтов, трахиандезито-
базальтов и трахиандезитов. Субвулканическая фация: 3) - ₽л— тра-
хибазальтовые и трахнандезитовые порфириты, трахиандезито-ба-
зальты.
Рр — Поджурский габбро-гранитовый комплекс
1) vi — мелкозернистые пироксен-амфиболовые габбро, 2)v2 -средне-
зернистые пироксен-амфиболовые габбро и габбро-диабазы, 3) £6з —
тонко- и мелкозернистые пироксен-амфиболовые и амфиболовые сиени-
то-диориты, кварцевые сиенито-диорпты, 4) g64 — среднезернистые пи-
роксен-амфиболовые и амфибол-биотитовые кварцевые диориты, квар-
цевые сненито-диориты, сиеннто-днориты. 5) 785 — мелкозернистые ам-
фибол-биотитовые гранодиориты, 6) 7-70 6 — мелко- и среднезернистые
порфировидные биотитовые адамеллиты, 7) 7 7 —средне- и крупнозер-
нистые порфировидные биотитовые граниты, 8) те— мелкозернистые
биотитовые граниты, 9)79 —тонкозернистые порфировидные биотито-
вые граниты. Жильные породы: 10 р* — аплиты, пегматиты, граниты,
11) vp2—габбро-диабазы, 12) рл3 — диабазы и диабазовые порфири-
ты, 13) 7 л4 — гранит-порфиры и фельзит-порфиры, 14) 7-70- 5 — ада-
меллитовые и гранодиоритовые порфиры, 15) бл6 — диоритовые пор-
фириты, 16) гр7 — эссексито-диабазы.
P2-Tid/n— Базальт-липаритовый комплекс диймалекской свиты
Покровная группа фаций {dm): 1) базальты, авгитовые порфириты,
2) липарит-порфиры, 3) туфы липарит-порфиров.
Комплексы регионального распространения
Т/7— Южно-Тяньшанский комплекс субщелочных габброидов,
базальтоидов и лампрофиров
1) гр —долериты, анальцимовые диабазы, эссексито-диабазы, трахиба-
зальты (в том числе оливиновые разности), кринаниты, тешениты,
камптониты, камптоспессартиты, мончикит-лимбургиты, камптовогези-
ты, 2) i~—пикритовые порфириты, тералит-порфиры.
Позднепалеозойская Чаткал о-К ура минская
орогенная область С р е д и н н о г о Т я н ь-Ш а н я
PR/? — Пскемский адамеллит-гранитовый комплекс
1) 70 j — среднезернистые мусковит-биотитовые гранодиориты, 2)
7-78 2 — крупнозернистые и среднезернистые равномернозернистые и
порфировидные мусковит-биотитовые граниты-адамеллиты, 3) р —
жильные аплиты, аплитовидные граниты и пегматиты.
RF?.-\~sr — Шорашуйский трахибазальтовый комплекс
Покровная группа фаций (sr): 1) трахибазальты, трахиандезито-ба-
зальты, 2) туфы трахибазальтов и трахиандезито-базальтов, 3) туфо-
песчаники, 4) субвулканическая фация: 5) рл — диабазовые, габбро-
диабазовыс и долеритовые порфириты, лабрадоровые и оливиновые
порфириты.
<iD/? Каракиинский габбро-гранодиорит-
плагиогранитовый комплекс
1) vi —амфиболиты, габбро-амфиболиты, горнблендиты, 2)'м дпо-
рито-гнейсы, габбро-диориты, диориты, 3) у2 — биотитовые гранодио-
риты, 4) pgp3 — биотитовые плагиограниты, 5) р — жильные аплиты,
пегматиты и аплитовидные плагиограниты.
аГ)/г/ — Карабашский монцогранодиорит-адамеллиговый комплекс
1)	— монцониты, сиенито-диориты, 2) 70 2 — амфибол-биотитовые
кордиеритсодержашие кварцевые монцодиориты и гранодиориты.
3) Т-763 — мусковит-биотитовые кордиеритсодержашие гнейсовидные
адамеллиты, 4) 74 —мусковит-биотитовые кордиеригсодержащие гней-
совидные граниты, 5) р—жильные аплиты, аплит-гранигы, пегматиты.
Dj/?/ — Кагрангинский базальт-трахиандезитовый комплекс
Покровная группа фаций (kt): 1) трахиандезито-базальты, андезито-
базальты, трахиандезиты, андезиты, 2) андезито-дациты, дациты, 3) ла-
вобрекчии трахиандезито-базальтов, трахиандезитов и андезитов, 4) ла-
вобрекчии андезито-дацитов, 5) туфобрекчии андезитов и андезито-да-
цитов, G) туфы андезито-базальтов, 7) туфы андезито-дацитов н даци-
тов, 8) туфогравелиты, 9) туфопесчаники. Субвулканическая фация:
10) тар трахиандезито-базальты и трахиандезиты.
Di/г/ Калканатинский трахидацит-липаритовый комплекс
Покровная группа фаций (kl): 1) дациты, 2) фельзиты, сферолиты,
3) липариты, 4) лавобрекчии дацитов, 5) лавобрекчии фельзитов и сфе-
ролитов, 6) лавобрекчии липаритов, 7) игнимбриты дацитов, 8) пгним-
бриты трахилипарито-дацитов, 9) игнимбригы липаритов, 10) туфы да-
цитов, И) туфы фельзитов, 12) туфы липаритов, 13) туфоконгломера-
ты, 14) туфопесчаники. Субвулканическая фация: 15) 76- — грано-
диорит порфиры, 16) дл—кварцевые порфиры, 17) 7- —гранит-
порфиры.
аО2/г — Каратагатинский монцодиорит-гранитовый комплекс
1) vg— порфировидныс амфибол-пироксеновыс оливин-содержащие
монцониты и их порфировые (vgn) фации, 2) ;8 — порфировидные амфи-
бол-пироксеновые оливинсодержащие монцодиориты и их порфировьк
(£бл) фации, 3) 78— порфировидные монцограноднориты н их порфи-
ровые (76-) фации, 4) 7—лейкократовые граниты (аляскиты).
Ci-2w — Уинский трахибазальтовый комплекс
Покровная группа фаций (и). I- Эффузивная фация: 1) трахибазальты,
трахиандезито-базальты, 2) трахиты, 3) кластолавы трахибазальтов,
трахиандезито-базальтов. II. Эксплозивная фация. Пирокластическая
субфация: 4) туфы трахибазальтов и трахиандезито-базальтов. 111
Вулканомиктовая фация: 5) вулканомиктовые конгломераты, 6) туфо.
песчаникн и вулканомиктовые песчаники. Секущая группа фаций- IV
328
Жерловая фация: 7) хр -— кластолавы трахибазальтов и трахианде-
зито-базальтов. V. Субвулканическая близповер.хностная фация: 8)
ф -трахибазальты, трахиандезито-базальты.
C1-2O —Аурахматский габбро-монцонит-сиенитовый комплекс
1) V] — биотптсодержащие габбро и габбро-монцониты, габбро-пирок-
сениты, 2) vE2— пироксен-биотитовыс и пироксен-биотит-амфиболовые
монцониты, меланократовые сиениты, оливин-биотит-пироксеновые
шонкиниты и эссекситы, 3) |з— биотитовые и ппроксен-биотитовые сие-
ниты п кварцевые сиениты, 4) Э — жильные ленкоспениты, сиеннт-
аплиты.
Сг2а/ —Алмалыкский сиенодиорит-сиенитовый комплекс
1) vi — габбро, биотит-гпперстеновые диориты, 2) gd2— средне- и круп-
нозернистые биотит-пироксеновые, биотит-амфиболовые и биотитовые
монцониты, сиенодиориты, кварцевые сиенодиориты, сиениты, меласие-
ииты, кварцевые сиениты и граносиениты, 3) уЖ— мелкозернистые
порфировидные биотит-амфибол-пироксеновые кварцсодержащие ино-
гда кварцевые сиенодиориты и сиенодиоритовые порфириты (й?-з) 4)
qts—мелко- п среднезернистые резкопорфпровидные биотит-амфиболо-
вые кварцевые сиениты и граносиениты и их порфировые (q^n) фации.
Жильные породы: 5)	— гранпт-аплиты, 6) gi —сиенит- и кварцевые
спенит-аплиты, монцониты, лейкократовые кварцевые монцониты, 7)
рп — субшелочные диабазовые порфириты.
— Минбулакский чрахибазальт-трахиандезит-трахидациг-
липаритовый комплекс
Покровная группа фаций (mb). 1. Эффузивная фация: 1) трахибазаль-
ты, 2) трахиандезигы, андезиты, 3) трахиты, 4) дациты II. Эксплозив-
ная фация. Пирокластическая субфация: 5) туфы трахиандезито-ба-
зальтов, трахиандезитов и андезитов, 6) туфы дацитов, 7) туфы трахи-
липаритб-данитов и липаритов. Игнпмбрптовая субфация: 8) игним-
брнты трахитов, 9) пгнпмбрпты грахиандезито дацитов и дацитов. 10)
пгнпмбрпты трахилипарито-дацитов. Субфация направленного взрыва:
11) глыбовые ксенотуфы трахидацитов, трахилипарито-дацитов.
111. Вулканомикговая фация: 12) вулканомиктовые гравелиты, кон-
гломераты, 13) туфопесчаники и вулканомиктовые песчаники. IV. Ла-
харовая фация: 14) туфоконгломерато-брекчии. Секущая группа
фаций. V. Жерловая фаппя: 15) туфы и лавы различного состава.
\ 1. Экструзивная фаппя: 16) 7.— базокварцевые липариты, трахили-
париты. VIII. Субвулканическая близповер.хностная фация: 17) -ф
трахибазальты, трахиаидезито-базальты, 18)	— трахиандезиты,
19) ? — дациты, 20) 7.— базокварцевые липариты VIII. Субвулкани-
чсская гипабиссальная фация: 21) gftn — сиенито-диоритовые порфири-
ты, 22) 7~—гранит-порфиры.
С2/л Карамазарский габбро-диорит-гранодиоритовый комплекс
I) - габбро и габбро-диориты, 2) б2— диориты, кварцсодержащие
диориты, банатиты и сиенито-дпориты, 3) уо3— крупнозернистые ме-
стами порфировидные биотит-амфиболовые кварцевые диориты и амфи-
бол-биотитовые гранодиориты и адамеллиты, 4) 784 — среднезерннетые
порфировпдные амфибол-биотитовые гранодиориты, 5)785 — мелкозер-
нистые порфировидные амфибол-биотитовые гранодиориты и граносие-
нигы, 6) 76 — мелко- и среднезернистые слабо порфировидпые граниты.
329
Жильные породы: 7) 71— гранит-аплиты, пегматиты, граниты, грано-
диориты, 8) рл — диабазовые порфириты и габбро-порфириты, 9) 6-
диоритовые и сиенито-диоритовые порфириты, 10) 76- гранодиорит-
порфиры, 11) х — диоритовые лампрофиры (спессартиты).
С2о/г — Акчинский дацит-трахиандезитовый комплекс
Покровная группа фаций (ak). I. Эффузивная фация: 1) базальты,
трахиандезито-базальты, 2) трахиандезиты, андезиты, 3) андезито-да-
циты, трахиандезито-дациты, 4) кластолавы базальтов и трахиандези-
то-базальтов, 5) кластолавы трахиандезитов, 6) кластолавы андезито-
дацитов. II. Эксплозивная фация. Пирокластическая субфация: 7) ту-
фы андезито-дацитов, 8) туфы андезитов и трахиандезитов. III. Вул-
каномиктовая фация: 9) вулканомиктовые конгломераты, 10) вулкано-
миктовые песчаники и алевролиты. Секущая группа фаций. IV.
Жерловая фация: 11) тар — трахиандезито-базалыы, андезито-базаль-
ты и их эруптивные брекчии, 12) та —трахиандезиты, 13) а андезиты,
14) т— трахиты, V. Экструзивная фаиия: 15) -.а—трахиандези-
ты, 16) а андезиты, 17) та;—трахиандезито-дациты. VI. Субвулкани-
ческая близповерхностная фация: 18) х р— андезито-базальты, их авто-
магматическис брекчии, 19) а- — андезито-дациты, их автомагматические
брекчии,20) т —трахиты. VII. Субвулканичсекая гипабиссальная фа-
ция: 21) бл — диоритовые порфириты, 22)	';6л—сиенито-дпорпювые
порфириты, 23) q6n—кварцевые диоритовые порфириты.
C2nd— Надакский липарит-дацит-трахиандезитовый комплекс
Покровная группа фаций (nd). I. Эффузивная фация: 1) андезиты, тра-
хиандезиты, 2) андезито-дациты, трахиандезито-дациты, II. Экспло-
зивная фация. Пирокластическая субфация: 3) туфы трахиапдезнто-
базальтов, трахиандезитов, андезитов, 4) туфы трахиандезито-дацитов.
андезито-дацитов, 5) туфы липаритов и липарито-дацитов, 6) ксеноту-
фы липаритов и липарито-дацитов. Игнимбритовая субфация: 7) кри-
сталлокластические игнимбриты трахиандезитов, 8) кристаллокласти-
ческие игнимбриты андезито-дацитов, трахиандезито-дацчтов,
111. Экструзивная фация (излившиеся купола): 9) андези-
ты, трахиандезиты, 10) андезито-дациты, трахиандезито-дациты.
IV. Вулканомиктовая фация: 11) вулканомиктовые конгломераты и
гравелиты, 12) вулканомиктовые песчаники и алевролиты. Секущая
группа фаций. V. Жерловая фация: 13) та;,.— трахиандезито-дациты.
VI. Экструзивная фация (выжатые купола): 14) та —трахиандезиты,
15) а—андезиты, VII. Субвулканическая близповерхностная фация:
16) ~.z-—андезиты, трахиандезиты, их автомагматические брекчии,
17)та? —трахиандезито-дациты, их автомагматические брекчии 18) л —
базокварцевые липариты, липарито-дациты, VIII. Субвулканическая ги-
пабиссальная фация: 19 Ебл— кварцевые сиенито-диоритовые порфи-
риты, 20) 70-—гранодиорит-порфиры.
Cs-з/г — Кызылсайский существенно адамеллитовый комплекс
1) T-7S1 — крупнозернистые порфировидные амфибол-биотитовые ада-
меллиты и гранодиориты-адамеллиты, 2) 7-762— среднезернистые сла-
бо порфировидные амфибол-биотитовые адамеллиты, 3)7-763—мелко-
и тонкозернистые резко порфировидные амфибол-биотитовые адамелли-
ты и граниты-адамеллиты, 4) 74 — мелко-, средне- и крупнозернистые
неравнозернистые местами пегматоидные биотитовые и лейкокра-
вые граниты. Жильные породы: 5) р — аплит-граниты, аплиты, пегма-
330
титы, 6) qfiji — кварцевые и кварцсодсржашис диоритовые и сиенито-
диоритовые порфириты, 7) дй- —гранодиорит-порфиры, 8) 70- — ада-
меллит-порфиры, 9) 7~—гранит-порфиры, 10) / — диоритовые лампро-
фиры (преимущественно спессартиты)-
С->/гг - Каржантауский трахиандезит-трахилипарито-
дацитовый комплекс
Покровная группа фаций (kr). I. Эффузивная фация: 1) трахибазаль-
ты, трахиандезито-базальты, 2) трахиандезиты, 3) трахиты, 4) трахи-
андезито-дациты, тра.хидациты, 5) базокварцевые трахилипариты.
II. Эксплозивная фация. Пирокластическая субфация: 6) туфы трахи-
андезито-базальтов, трахиандезитов, 7) туфы трахитов, 8) туфы квар-
цевых трахитов, 9) туфы дацитов, лнпарито-дацитов. Игнимбрнтовая суб-
фация: 10) игнимбриты трахитов, 11) игнимбриты кварцевых трахитов,
12) крпсталлокластические игнимбриты трахиданитов, трахилнпарито-
данитов- III. Вулканомиктовая фация: 13) вулканомиктовые конгломера-
ты, 14) вулканомиктовые песчаники и алевролиты, туфопесчаники. IV.
Лахаровая фация: 15) туфоконгломерато-брекчии. Секущая группа фа-
ций VI. Жерловая фация: 16) тр трахибазальты, трахпандезито-базаль-
ты, 17) т—трахиты, их эруптивные брекчии, 18) т 7.— базокварцевые
трахилипариты, их эруптивные брекчии, 19)	—игнимбриты, туфы тра-
хидацитов, 20) тле —игнимбриты, трахилипарито-дацитов. VII. Экстру-
зивная фация: 21) т?—трахиандезиты, 22) тас - тр а хиандез ито-дациты.
VIII. Субвулканическая близповерхностная фация: 23) т [3 — трахиба-
зальты, трахидолериты, трахиандезито-базальты, 24) т? —тра.хидациты.
трахилипарито-дациты. IX. Субвулканическая гипабиссальная фация:
25)	—диабазовые порфириты, 26) vein — лейкократовые монцонит-
порфиры, 27)	<-л— сиенит-порфиры, кварцевые сиенит-порфиры,
28) 7" — гранит-порфиры,
Ct-P|/?/i Куюндинский монцогранитоидный комплекс
1) 701 мелко- п среднетернистые слабо порфировидные амфибол-бпо-
титовые кварцевые монцодиориты, 2) 70 2— среднезернистые неравно-
мернозернистые амфибол-биотитовые кварцевые монцодиориты и
монцограноднориты, 3)	70 3— мелкозернистые амфибол-биотитовые
кварцевые монцодиориты и монцограноднориты, 4) 7-70 4 — крупно- и
среднезернистые порфировидные местами трахитоидные амфибол-
биотитовые адамеллиты и граноснениты, 5) 75 —мелко- и среднезер-
нистые порфировидные биотитовые и лейкократовые граниты, аляски-
ты, 6) i1 — жильные микрогранпты. 7)удлб - тонко- и мелкозерни-
стые резко порфировидные амфибол-биотитовые кварцевые монцодио-
риты, монцограноднориты и монцогранодиорит-порфиры, 8) 7-76 л7—
тонко- и мелкозернистые резко порфировидные амфибол-биотитовые
адамеллиты и граноснениты, адамеллит- и граносиенит-порфиры, квар-
цевые сиенит-порфиры, 9) 7~8 — тонко- и мелкозернистые резко пор-
фировидныс амфибол-биотитовые и существенно биотитовые граниты
и гранит-порфиры, 10) i2 — жильные микрограниты, аплиты.
Pjos— Оясайский трахиттрахилипарит-липаритовый комплекс
Покровная группа фаций (os). I. Эффузивная фация: 1) кварцевые
трахиты, 2) трахилипариты, липариты, сферолиты, 3) класголавы липа-
ритов. II. Эксплозивная фация- Туфовая субфация: 4) туфы трахитов,
5) туфы кварцевых трахитов, 6) туфы дацитов, 7) туфы трахилипари-
то-дацитов, трахилипаритов, липарито-дацитов и липаритов, 8) ксено-
331
туфы липаритов и липарито-дацитов. Игнимбритовая субфация: 9) нг-
нимбригы трахитов, 10) игнимбриты кварцевых трахитов, 11) игним-
бриты трахидацитов, 12) игппмбриты трахилипарито-дацитов, трахи-
липаритов и липаритов. Субфация направленного взрыва: 13) глыбо-
вые ксенотуфы трахилипарито-дацитов. III. Вулканомиктовая фация:
14) вулканомиктовые конгломераты и гравелиты, 15) вулканомикто-
вые песчаники, туфопесчаники. Секущая группа фаций. IV. Экстру-
зивная фация: 16) та- трахиандезито-дациты, трахидациты
кварцевые монцонит-порфпры, 17) т 7.— трахилипарито-дациты, тра-
хилипариты, базокварцевые трахилипариты, сферолиты, липарито-да-
цпты, липариты и их кластолавы. V. Жерловая фация: 18) т — трахиты,
их эруптивные брекчии 19) q : кварцевые трахиты. 20) t 7.— трахилипа-
риты, липариты, 21) 7. — фельзиты, липариты, их эруптивные брекчии 22)
т? — игппмбриты трахидацитов. 23) 7„ ? — игнимбриты, туфы липарито-
дацитов и липаритов. VI. Субвулканическая близповерхностная фация:
24) - — трахиты, 25) 7.-—липариты, базокварцевые липариты и трахи-
липариты, 26 т5 — автомагматические брекчии трахидацитов. VII-
Субвулканическая гипабиссальная фация: 27) vg — кварцевые монцо-
ниты. 28) х£л — кварцевые монцонит-порфиры, 29) £6 — сиенито-дио-
риты, 30) gdn — сиенито-диоритовые порфириты, 31) С -
сиенит-порфпры, 32) qg— кварцевые сиениты, 33) q Вт:— кварцевые
сиенит-порфиры, 34) утг— гранит-порфиры, микрограносиенит-порфиры,
35) тХ— трахилипариты, 36) yi— аплитовидные граниты.
PiS/г - Шурабсайский трахибазальт-трахиандезитовый комплекс
Покровная группа фаций (s/г) : I. Эффузивная фация: 1) базальты,
трахибазальты, трахиандезито-базальты, 2) трахиандезиты, 3) андези-
ты, 4) трахиты, 5) кластолавы базальтов, трахибазальтов, трахпанде-
зито-базальтов. II. Эксплозивная фация. Туфовая субфация: 6) туфы
трахиандезито-базальтов и трахиандезитов. III- Вулканомиктовая фа-
ция: 7) вулканомиктовые конгломераты, 8) вулканомиктовые песчани-
ки и алевролиты, туфопесчаники. IV. Лахаровая фация: 9) тхфокон-
тломерато-брекчии, туфоконгломераты. Секущая группа фаций. V. Жер-
ловая фация: 10) тр — трахибазальты, трахиандезито-базальты, их кла-
сголавы, эруптивные брекчии и туфы, 11)та —трахиандезиты, их туфы,
12)	—трахиты, VI. Экструзивная фация: 13) та-—трахиандезиты
VII. Субвулканическая близповерхносгная фация: 14) тЗ -—трахиба-
зальты, трахиандезито-базальты, их автомагматические брекчии, доле-
риты, трахидолериты, 15) та —трахиандезиты,.
Р]Ь— Бабайобский габбро-монцопит-сиенитовый комплекс
1) vi — крупно-(yj ), средне- Cq) и мелкозернистые Cq) оливинсо-
держащие биотит-пироксеновые габбро-нориты, амфибол-пироксеновые
габбро, образованные тремя последовательными интрузивными импуль-
сами, 2) г2-—мелко-п среднезерннетые резко порфировпдные трахитоид-
ные оливпнеодержащие биотит-пироксеновые анортоклазовые габбро и
габбро-нориты, местами переходящие в анортоклазовые монцониты.
3) тбз — тонко- и мелкозернистые порфировпдные бпотит-ппроксеновыс
ортоклазовые габбро-диориты (монцониты), 4) vgn3 — мелкопорфиро-
вые преимущественно мелкозернистые двупироксеновые монцодиорпто-
вые порфириты и монцонит-порфприты (машерит-порфприты), 5) v(?3 —
мпкрозернпстые резко порфировидные трахпгопдные анортоклазовые
габбро-диабазы (щелочные базальты), 6) б. — мелко- и срсднезернп-
стые порфировидпые пироксеновые, амфибол-пироксеновые и биотит-
332
амфибо.т-двуиироксеновые диориты, габбро-диориты, монцодиориты.
кварцсодержащие и кварцевые монцодиориты, 7) qfefis— мелко- и сред-
незернистые порфировидные амфиболовые и амфибол-биотитовые квар-
цевые сиенодиориты, 8) q^6 — интрузивная брекчия, состоящая из об-
ломков габбро и монцонитоидов, цементированных мелко- и среднезер-
нистыми биотит-пироксеновыми кварцевыми сиенитами, 9) q|?—-срсд-
пезернистые слабо порфировидные (неравнозернистые — q.;7 ), резко
порфировидные средне- (qg7)- и мелкозернистые (qg 7 ) биотит-пирок-
сеновые кварцевые сиениты с отклонениями до кварцевых сиеиодиори-
-ов и амфибол-биотитовых граносиенитов, образованные тремя после-
довательными интрузивными импульсами, 10) у g8 — тонко-и мелкозер-
нистые резко порфировидные биотит-амфиболовые и существенно био-
титовые сиениты, кварцевые сиениты и граносиениты, их порфировые и
микрозернистые (l^s) фации, ll)|i —жильные сиенит-аплиты, босто-
ниты и нордмаркиты.
Ргн — Равашский трахибазальт-трахилипаритовый комплекс
Покровная группа фаций (гс). I- Эффузивная фация: 1) трахибазаль-
ты, 2) трахидолериты, 3) андезиты, 4) трахидациты, 5) липарито-даци-
ты, 6) лавобрекчии липаритов, 7) сферолитовые липариты. II. Экспло-
зивная фация. Пирокластическая субфация: 8) туфы трахибазальтов и
трахиандезито-базальтов, 9) туфы липарито-дацитов, 10) туфы липари-
тов и трахилипаритов, 11) туфы фельзитов, 12) ксенотуфы трахиба-
зальтов, 13) ксенотуфы липаритов и трахилипаритов. Игннмбритовая
субфация: 14) игнимбриты липаритов, трахилипаритов и липарито-
дацитов. III. Экструзивная фация (излившиеся купола): 15) фельзиты,
их кластолавы. IV. Вулканомикговая фация: 16) вулканомиктовые кон-
гломераты и гравелиты, 17) вулканомиктовые песчаники и алевролиты.
Секущая группа фаций, V. Жерловая фация: 18) т р—трахибазальты,
трахиандезито-базальты, их эруптивные брекчии, 19) «р— андезито-ба-
зальты, 20) ; —дациты, 21) X?- липарито-дациты, их эруптивные брек-
чии, 22) 7. — базокварцевые липариты. VI- Экструзивная фация (вы-
жатые купола): 23) 7. — линаритовые сферолиты. VII. Суб-
вулканическая близповерхностная фация: 24) т р — трахидоле-
риты, трахибазальты, анцезито-базальгы, 25) а-—андезиты- 26) а- —ан-
дезито-дациты, 27) % — липариты, 28)т7.—трахилипариты, VIII. Суб-
вулканическая гипабиссальная фация: 29) рл — диабазовые порфири-
ты, габбро-диабазы, конгадиабазы и протеробазы, 30)	— гранит-пор-
фир ы.
P2-Tite— Кызылнуринский липарит-трахилипаритовый комплекс
Покровная группа фаиий (kz). I. Эффузивная фация: 1) типариты,
трахилипариты, фельзиты и сферолиты, их лавобрекчии, 2) обсидианы.
II. Эксплозивная фация. Пирокластическая субфация: 3) туфы липари-
тов, трахилипаритов, базокварцевых липаритов. Игннмбритовая субфа-
ция: 4) игнимбриты трахилипарито-дацитов, липаритов, трахилипаритов,
111. Вулканомикговая фация; 5) вулканомиктовые конгломераты, 6) ту-
фопесчаники. Секущая группа фаций. IV. Жерловая фация: 7) 7. — ли-
париты, трахилипариты, их эруптивные брекчии. V. Экстрхзивная фа-
ция: 8) А— трахилипариты, базокварцевые трахилипариты. VI. Суб-
вулканическая близповерхностная фация: 9) t — трахилипариты. VII
Субвулканическая гипабиссальная фация: 10)'(х—грапит-порфиры.
333
P-То/ - Арашанский гранит-лейкогранитовый комплекс
1) у1 - - крупно- п iр\бозернпсгые равномернозернистые и порфировид-
ные биогитовые,амфибол-биотитовые и мусковит-биотитовые граниты,
аляскитовые граниты и аляскиты, 2) 72—крупно- и среднезернистые,
местами порфировидные часто неравномернозернистые биотитовые и
амфибол-биотитовые граниты, 3)73 —мелко- и среднезернистые редко-
вкрапленниковые и порфировидные биотитовые и мусковит-биотитовые,
изредка амфибол-биотитовые граниты и гранит-порфиры (;пз — в мас-
сивах гипабиссальной фации), 4);4—мелко- и тонкозернистые резко
порфировидныс и равнозернистые биотитовые, мусковит-биотито-
вые и амфибол-биотитовые граниты и гранит-порфиры (7-0x4—в масси-
вах гипабиссальной фации), 5)7 5-— мелкозернистые полосчатые биоти-
товые и мусковит-биотитовые граниты, 6)р6—мелкозернистые биоти-
товые граниты и гранит-порфиры. Жильные породы: 7) <>— гранит-ап-
лпты, аплиты, лейкократовые граниты (аляскиты), пегматиты, аплиг-
пегматиты, гранофиры, 8) рк—аплптовпдные гранит-порфиры и фель-
зит-порфиры, 9) %—керсантиты, 10) рл — диабазовые порфириты.
Т]С— Чилтенский сиенодиорит-граносиенитовый комплекс
1) qvgi — мелкозернистые пироксен-амфиболовые кварцевые монцони-
ты и кварцевые монцонит-порфиры, 2) £62 — мелкозернистые пироксен-
амфиболовые сиенодиориты, меласиепиты и их порфировые (&6лг) раз-
новидности 3) |лз— пироксен-амфибол-биотитовые сиенит-порфиры и
кварцевые сиенит-порфиры чилтенского типа, 4) ,'gjx4— амфибол-био-
титовыс кварцевые сиенит-порфиры и граиосиенит-порфиры бабайгау-
дорского типа. Жильные пороты: 5) i—аплиты, 6)	— минетты и
оливин-пироксеновые мончикиты, 7)	— сиенит-порфиры и кварцевые
сиенит-порфиры.
334
ПОЯСНЕНИЯ К ПРИЛОЖЕНИЯМ
ПРИЛОЖЕНИЕ 1. Схема геологического строения гор Кульджуксау (А- западной
части, Б — центральной. В — южной). Составлена по материалам Я. Б. Айсапова,
Л. П. Егорова, 3. А. Юдалевича, Ф. К. Днваева
Массивы: 1 — Бельтауский. II — Тозбулакский, III — Шайдаразскпй, IV — А'к-
тостинский, V — Таушанскнй, VI — Шурукский, VII — Восточно-Кынгырский.
Кульджуктауский комплекс: 1 — перидотиты, лерцолиты, троктолиты, 2 — мелки- п
среднезернистые габбро-нориты, 3 — мелко- и среднезернпстые авгпт-амфпбо.товые
габбро п габбро-диориты, роговообманковые габбро, 4 — млеко- и среднезернпстые
роговообманковые диориты, 5 — мелко- и среднезернпстые мусковп г-бпотптовые
адамеллиты, роговообманково-биотитовые гранодиориты и трондьемп гы. 6 — крун-
нозерпистые иорфпровидные мусковптовые п мусковпт-бпотнтовые граниты; жиль-
ные породы: 7 — аплиты, мелко- и среднезернпстые граниты, пегматиты, о — дна
базы, диабазовые порфириты, мпкрогаббро. Тозбулакский комплекс: 9 — средне- и
крупнозернистые иорфпровидные бпоти [-роговообманковые граподпорпты. кварце-
вые сиенито-дпорпты. 10 — ере пн- и крупнозернистые биотитовые и амфпбол-бно-
тптовые граниты, 11 — среднезерннсгые згнрпн-гастпнгсптовые нефелиновые сие-
ниты, 12 — мелко-, средне- и крупнозернистые гастиигсптовые и биотит-гастипгси-
товые сиениты. 13 — мелко-, средне- и крупнозернистые бпотпт-гастппгснтовые,
иногда биотитовые граноспенпты и кварцевые сиениты. И — жильные аплиты,
мелко- и среднезернпстые граниты, пегматиты. Цептрально-Кульджуктаускнй ком-
плекс: 15 — мпкродпорпты. 16 — .чампрофпровидные дпорит-порфпрпты, диабазо-
вые порфириты и олпвпновые одиниты. 17 — роговообманковые диорит-порфириты,
кварцевые дпорпг-порфнриты, 18 — роговообманковые гранодиорит-порфиры, 19 —
граниг-порфиры. Среднеордовнкскип-раннеенлурипскпи андезпт-чацит-лпиаритовый
комплекс: 20 — ка.такасупская и ойдынбулакская свиты—андезиты, лвнарпгы и их
туфы, сланцы, песчаники, известняки, конгломераты, гравелиты, алевролиты, крем-
нистые породы, 21 — янгнказганская и учкудукская спиты — пглимирпгы. туфы ан-
дезит-дацитового и дацпт-липарн гового состава, песчаники. гравелиты, сланцы с
лпнзовиднымп прослоями известняков, конгломератов, глинистые комковатые из-
Г.ССТПЯКИ с линзами кремнистых пород, алевролиты. 22 — апдезит-даипт- пгпарпто-
вып комплекс таушаископ свиты: липариты, андезиты, туфы андезитов, дапптов и
липаритов, туфогравелпты. гуфопесчанпкп. несчаппкп, алевролиты, сланцы, крем-
нистые породы. 23 — верхпевенлокскпй подъярус: доломиты с прослоями известня-
ков. алевролитов и кремнистых пород (пачка «а»), известняки (пачка «б»), изве-
стняки с прослоями кремнистых пород (пачка «с»), 24 — верхний силур: известня-
ки и доломиты с прослоями, линзами п желваками кремней, крменпсто-кварцевые
ягпмовгьдиые породы, кварцмтовидные песчаники и сланцы. 26 — меловые отложе-
ния. 27 - прослеженные горизонты и линзы вулканогенных пород: а— основного,
б — среднего, в — кислого состава, 28 — границы филиальных разновидностей
пород. 29 — тектонические нарушения.
ПРИЛОЖЕНИЕ 2. Схема геологического строения Актауского массива
(Южный Нгратау). Составлена по материалам 3. А. Юдалевича. Ф. К. Днваева.
К). В. Шумакова и 10. И. Лошкипа.
.Массивы: I — Акгаускпй. I) Япгаклыкский. Ш — Халбапишский. I — маль-
гузарс-кий комплекс: — диабазы, диабазовые порфириты. 2 — сармпчекпн комплекс:
фельзпт-порфнры и кварцевые порфиры. Шуракский комплекс. Дарасайскпй суб-
коми.гекс: 3 — мелкозернистые, часто иорфпровидные бпотпт-амфиболовые кварце-
вые диорито-. монцоните-, тоналите- и гранодпорпто-гнейсы и соответствующие им
гнейсо-гранитоиды. 4 — среднезернпстые, иногда иорфпровидные, бпотит-амфнбо-
ловые кварцевые диорито- п гранодпорпто-гнейсы н соответствующие им гнейсо-
гранитоиды, 5 — крупнозернистые равномернозернпстые биотит-амфиболовые квар-
цевые диорито- и гранодиорито-гнейсы и соответствующие им гнейсо-гранггтопды.
Собственно шуракский субкомплекс: 6 — среднезернпстые равномернозернпстые
граниты адамеллиты существенно биогптовые (а) и амфибол-биотитовые, часто
иорфпровидные (б), 7 — крупнозернистые равномерпозерипстые. иногда порфпро-
ппдчые гранигы-адаме г.гиты существенно бпотптовые (а) и амфибол-бпонгтовые
335
(б) 8 — мелкозсрнис гы,' порфировидпые грящ.тьг-адаме t.ui гы < yntect венно ишь
тптовые (а) п амфибол-биотитовые (б), 9 — среднезерннетые равномерпозерЕп-
стые существенно биот и голые граппты-адалеллиты; жильные породы: 10 — ав-
лигы, мелкозернистые бпотпговые граниты, пегматиты, аплит-пегматиты. граипт-
пегматиты, И — граноднорпт-порфпры, 12 — гранит-порфиры. Гатчинский суб-
комплекс: 13 — мелко- и среднезерннетые двуслюдяные, часто мускоимтовые, гра-
натсодержашпе граниты, 14 — жильные мелко- и средпезернпстые двуслюдяные
граниты, пегматиты, аплит-пегматиты, граиит-пегматиты. Каратаускпп комплекс:
15 — среднезерннетые порфировидпые амфибол-биотитовые адамеллиты. Южно-
тяпынацскпй комплекс: 16 — вогезпто-сиессартпты. 17 — .'111иариг-б,1за;|..тоидиьн1
комплекс буратбулакскоп свиты: песчаники, алевролиты, сланцы слюдисто-кварце-
вые, слюдпсто-г. 1пинстые, диабазы, базальтовые порфириты, 1\фы липаритов:
18 — кембрий: сланцы слюдисто-кварцевые п слюдисто-кремнистые, песчаники
кварцево-кремнистые, известняки, доломиты, 19 — capгбулакская свита: алеврошгы
кварцевые, песчаники кремнисто-кварцевые, сланцы слюдисто-кварцевые. стоди-
сто-кремпистые. туфопесчаники, туфоалевролиты, 20 — дарасапская с пн га: алевро-
литы бпотптпзпроваштые. с ганцы бпотпт-кварцевые, углпсто-г.чиинсто-кремнпстые.
песчаники кварцптовпдиые, копглшмераты. гравелиты, 21 — бахильтауская свита:
мраморы, кремпп, 22 — четвертичные отложения: супеси, сталинки, галечники
конгломераты. 23 — тектонические нарушения.
ПРИЛОЖЕНИЕ 3. Схема геологического строения гор Каратюбе.
Составлена ио .материалам 3. А. Юдалевпча. Ф. К. Диваева, С. А. Козлова.
В. С. Корсакова п Г. Д. Шмулевич
Массивы: I — Аткамарскип. II — Тахта-Карачинский. ТП — Лолабулакский.
IV—Каратюбпнскпп. V — Сарыкульскпй, VI — Аксайская группа тел. VII —Аяк-
чидарьннское тело. Нурата-зпрабулакский комплекс: 1 — амфпболитизировапиые
габбро. Аткамарский комплекс: 2 — амфнбо говые габбро-дпорпты, ппроксеи-амфн.
половые габбро, амфиболовые перидотиты, 3 — среднезерппстые биотитовые квад
цевые диориты и гранодиориты. 4 — мелкозернистые амфпбол-бпотн говые кварце-
вые диориты и гранодиориты; жильные породы: 5 — мелкозернистые мусковит-
биотитовые граниты и бпотпговые гранодиориты, 6 — дпорит-норфпргпы. К'аратю-
бе-зирабулакскпй комплекс. Тымский субкомплекс: 7 — средне- и крупнозернистые
порфировпдные бпотптовые адамеллиты, роговообманково-бпотптовые грпмоднорп-
ты-адамеллиты (а), среднезерннетые бпотпговые, мусковит-биотитовые граните
гнейсы, биотитовые гранодиорито-гнейсы. кварцевые, диорпто-г непсы (б), 8 — мел-
козернистые гнепсовпдиые бпотптовые, бпотпт-мусковптовые, мусковит-биотитовые
граниты-адамеллиты. 9 — жильные мелкозернистые турмалиновые, турматоп.
гранатовые, гранат-турмалиновые граниты, аплптовпдные граниты, пегматиты. Соб-
ственно каратюбе-зирабулакский субкомплекс: 10 — крупнозернистые биотитовые
граниты п адамеллпты-граппты, 11 — средне- и крупнозернистые порфировнди- е
трахитоидные биотитовые адамеллиты, 12 — крупнозернистые трахптоидпые рого-
вообманковые граносиениты и роговообмапковые, роговообмапково-биотитовые квар-
цевые сиениты, 13 — нерасчлененные породы Йартюбипского плутона (крупнозер-
нистые бпотптовые адамеллпты-гранпты и средне- крупнозернистые порфировпдные
бпотптовые адамеллиты). 14 — средне- п крупнозернистые порфпровпдные бпотпто-
вые, роговообмапково-биотитовые адамеллиты. 15 — средиезернистые редковкран-
леннпковые бпотптовые адамеллиты. 16 — средиезернистые порфировидпые трахп-
топдные роговообмапковые, бпотпт-роговообмаиковыс кварцевые сиениты. 17 —
мелкозернистые порфпровпдные бпотптовые адамеллиты, 18 - мелкозернистые пор-
фпровпдные трахптопдиые роговообмапково-биотитовые, бпотит-роговообмапковые
кварцевые спеппты: жильные породы: 19 — мелкозернистые амфибол-биотитовые
кварцевые сиенито-диорпты, гранодиориты. 20 — аплиты часто с турмалином, ре-
же с гранатом, мелкозернистые биотитовые граниты, пегматиты, 21 — ламврофпро-
впдиые дпорит-порфприты. Кетменчнпский субкомптекс: 22 — мелко-, средне- и
крупнозернистые бпотит-мусковитовые, мусковпт-биотптовые и бпотптовые турма-
липсодержагцпе граниты, иногда с гранатом: жильные породы: 23 — ап.чпты с тур-
малином. иногда с гранатом, пегматиты турмалпнеодержагцие, мелко- и среднезер-
иистые мусковпт-турмалиновые, турмалпп-мусковитовые, гранат-турм а липовые и
двуслюд иные граниты. Гурмакский комплекс: 24 — средне- п крупнозернистые р?-
пакивпобразные биотитовые адамеллиты и граносиениты, 25 — средне- и мелкозер-
нистые порфпровпдные бпотптовые, мусковпт-биотптовые граниты-адамеллиты.
26 — жильные двуслюдяные граниты, аплптовпдные граниты, пегматиты, Юж-
но-тяньшанский комплекс: 27 — оливиновые долерпты, лимбургиты. Средпеордо-
впьскип раянесилурпйскпй анчезит-дацит-лппаритовый комплекс лауташской сви-
ты: 28 — липаритовые порфиры, их туфы и туфолавы, аргиллиты, иесчаникп. из-
вестняки. 29 — субвулкаипческие липаритовые порфиры, андезито-дацитовые пор-
фиры, фельзит-порфиры и гранит-порфиры. 30 — л.тапдоверппский ярус: углпсто-
гчниистые и слюдисто-кварцевые сланцы, песчанисто-глинистые изнестияки. песча-
336
инкп. роговики сланцы, 31 — венлокскпп ярус: доломиты, доломпгнеты.- н.’.иеет-
НЯКП и известняки с
-актшголп товых
сланцев, 32
прослоями аргиллитов, кварцитов, алевролитов, узловатых
верхний силур: доломиты п пзвестинкп, 33 — нпжппй
;евон: известняки, мраморизовапные известняки, мраморы. 34 — эпфе.'и>с|п|й ярус:
извест пики
п доломиты с многочисленными прослоями,
линзами и желваками крем-
нистых пород. 35 — туриепскпй ярус: глинистые и углисто-глинистые сланцы с
прослоями кремнистых пород. 3G — впзейскпй ярус: конгломераты, гравелиты, пес-
чаники. алевролиты, с ганцы, 37 — верхнемосковский подъярус — верхний карбон:
углисто
глинистые
сланцы с прослоями алевролптов.
песчаников.
известняков, ар-
козовые песчаники и конгломераты. 38 — четвертичные отложенпя, 39 — тектони-
ческие нарушения. 40 — границы фациальных разновидностей пород.
и
ПРИЛОЖЕНИЕ 4. Схема геологического строения Копграбадского массива.
Составлена по материалам 3. А. Юдалевнча и Р. И. Ярославского
Малыузарскнп комплекс: 1 — субвулканпческие габбро-диабазы и микрогаббро,
(дайки). Кошрабадскпп комплекс: 2— мелко- и среднезерипстые пироксен-рото-.о-
обманковые и роговообманково-ннроксеповые эссекситы; 3 — сре (не- и круппозер-
нпстые роговообманково-ннроксеповые н пироксен-роговообманковые ме гаиократо-
вые сиениты, сиенит-мопцоппты и мопцонпты, 4 — крупно- п грубозернистые пор-
фиробластические пироксен-роговооб.манковые сиениты, местами трахитоидные.
5 — крупнозернистые существенно роговообманковые плагпос.пеппты.
6 — мелкозернистые порфпробластпческпе ппроксен-роговообманковые сие-
ниты. 7 — мелко- и среднезерипстые роговообманково-биотитовые и ппроксеп-ро
товообмапково-биотптовые диориты (сиенито-диориты) и кварцевые диориты (квар-
цевые сиенито-диориты). 8 — крупно- и грубозернистые крупновкрапленниковые
роговообманково-биотитовые грапоспениты п кварцевые сиениты, 9 — мелко- п
среднезерипстые крупновкрапленниковые роговообманково-биотитовые кварцевые
сиениты и граноснениты: жильные породы: 10 — бпотпт-роговообмаиковые кварце-
вые сиенит-порфиры. спенпт-пегматиты и турмалиновые пегматоидные граппты.
11 — ппроксен-роговообманковые. роговообманково-ннроксеповые и роговообмапко
выо микроэссекспты и эссекспт-порфпрпты, 12 — мелкозернистые бпотпт-роювооб-
мапковые сиенпто-днорпты и кварцевые спенпто-дпорпты, 13 — мелкозернистые ро-
говообмапково-бпотитовые нордмаркиты. 14 — мелко- и среднезерипстые крупно-
вкрапленниковые роговообманково-биотитовые нордмаркиты и грапоспениты, 15 —
крупно-, средне- и мелкозернистые, участками пегматоидные, субшелочпые грапп-
ты. 16 — мелко- и среднезерипстые роговообманково-биотитовые кварцевые сиени-
то-дпориты. 17 — мелко- п среднезерипстые роговообманково-бпотптовые кварце-
вые сиениты, 18 — мелкозернистые существенно биотитовые грапоспеппты, гранпты,
19 — липармт-базальтопднып комплекс джазбулакской свиты: углисто-глинистые и
\ юрпт-серпцптовые сланцы с прослоями песчаников и известняков, туфы кислого
а среднего состава, туффпты, 20 — жпвачпсайскан свита: известняки, известковп-
ттые. глинистые, известковисто-глинистые сланцы, реже песчаники. 21 — пеогсп-
чсгвертпчиыс отложения. 22 тектонические нарушения.
ПРИЛОЖЕНИЕ 5. Схема геологического строения Темнркобукского и Мадаватского
массивов. Составлена но материалам 3. А. Юдалеиича. Р. И. Ярославского,
В. II. Лпшкевича.
Массивы: I — Темпркобукский. П — Мадавагскпй. Ill — Кескеисанская дай-
ка. IV — Авгасапское тело, V — Сапгузарское тело. Каттапчскпй комплекс: 1 — мел-
ко- и среднезерипстые порфировидныс бпотпт-пироксен-роговообманковыс, бпотит-
ппроксеиовые и биотит-роговообманковые габбро и габбро-амфиболиты. 2 — мелко-
и среднезерипстые бпотпт-роговообмапковые п роговообманковые (ппроксенсодер-
жащие). местами гнейсовпдные габбро-дпорпты с переходами к диоритам, кварце-
вым диоритам. 3 — жильные лампрофпровпдные диоритовые порфириты, 4 — мел-
ко- и средпе.зерпнстые роговообманково-биотитовые и биотит-роговообманковые ме-
ланократовые. местами гнейсовпдные сиенито-диориты и кварцевые снепито-диори-
ты. 5 — среднезерипстые роговообманково-бпотптовые п бпотпт-роговообмапковые
гнейсовпдные меланократовые кварцевые диориты, С — средне- и крупнозернистые
роговообманково-бпотптовые гнейсовпдные гранодиориты и кварцевые монцониты,
7 — мелко- и средне зернистые бпотит-мусковптовые и биотитовые гневсоипдпые
граниты. 8 — жильные мелкозернистые роговообманково-бпотптовые адамеллиты.
Шуракский комплекс. Дарасапский субкомплекс: 9 — мелко- н среднезерипстые
биотитовые кварцевые диориты, гранодиориты. Собственно шуракский субкомплекс:
10 — крупно- и грубозернистые, иногда порфировидныс биотитовые граппты. 11 —
среднезерипстые. норе iko ii<>i <bii|>ouii;iiii*ic бпогп говыо а гаме ыпты-i раподиортпы.
12 — мелкозернистые порфпроиндныр биогптовыс адамел шты-гранодиориты.
13 — жильные адамеллит и граподпориiпорфиры. 14 — аплиты, пегматиты и
мелкозернистые бпотптовые граниты. Гатчинский субкомплекс: 15 — среднезерни-
22 —702
337
стые существенно бпогпговыо граниты, 16 — средне- п крупнозернистые мусковит-
биотитовые граниты, 17 — мелко- и среднезернпстые бпотпт-мусковитовые и uvc-
ьовит-бпотитовые слабо гнепсовпдные граниты, 18 — тонкозернистые бпотит-муско-
вптовые гиейсовпдиые граниты, 19 — мелко- и средпезернпстые биотит-му ековито-
иые н мусковптовые nieiicoBiruiwo граниты; жильные породы: 20 — мелко- и сртд-
незернпстые биотитовые и мусковит-биотитовые трави гы, аплиты, пегматиты и гра-
нит пегматиты. 21 — аумпцзинская свита: кроишь ираиори.юиаипыс навесгияки и
доломиты, 22 — тасказганская свита: кварцево-слюдистые графптистые сланцы, уг-
леродистые сланцы и кварциты, песчаники л доломиты. 23 — бесапанская свита:
песчаники, филлиты, алевролиты, гравелиты. 24 — живачпсайская свита: алевроли-
ты, песчаники, филлптовпдные сланцы с горизонтами и пластами тонкоплпгчатых
известняков. 25 — ппжппй девон: известняки и доломиты. 26 — средний карбон: из-
вестняки. песчаники, алевролиты, 27 — неогеновые и четвертичные отложения.
28 —. реликты-останцы вмещающих сланцев протерозойского (?) ноораста. 29 —
тектонические нарушения.
ПРИЛОЖЕНИЕ 6. Схема геологического строения Устукского (I) и Сеитабского (II)
массивов. Составлена по материалам 3. А. Юдалевича и Р. II. Ярославского.
Шуракский комплекс. Шуракский субкомплекс: I — крупно- и грубозернистые
биотитовые адамеллиты-гранодиориты, 2 — средне- п крупнозернист.,ге бпотнтс-
вые (мусковнтсодержатцпе) адамеллпты — гранодиориты, 3 — мелко- н сре (иезер-
ннсг'зе биотитовые ада ме ллн гы-граподпори ты. 1.ичнпскчп субкомплекс: 1 - ере i
пе- и крупнозернистые мусковит-биотитовые граниты; жильные породы: 5 — сред-
незернпстые мусковит-биотитовые и бношг-муековптовые граниты, 6 — ап.шг-пег-
матиты и пегматиты, иногда с гранатом и турмалином, 7 — аплиты мусковптовые,
местами бпоппсодержашш*. Южпо-тяныианекий комплекс: 8 — иссекенio-дв,>-
базы, камнто-спессартпты, пикритовые порфириты, 9 — аумпнзинская свита: амфп-
боловые и кварцево-слюдистые с танцы, кварциты, мраморнзоваипые известняки и
доломиты. 10 — тасказганская евпта: кварцево-слюдистые графптистые сланцы, уг-
леродистые кварциты, доломиты, алевролиты, песчаники, гравелиты. И — бесапан-
ская евпта: пссчантпмт. алевролиты, филлиты, гравелиты. 12 — тектонические на-
рушения.
ПРИЛОЖЕНИЕ 7. Схема геологического строения западной части
Гиссарского батолита. Составлена ио материалам 3. А. Юдалевича. Ф. К. Днваева,
С. А. Козлова, Г. С. Тесленко. Д. А. Рубанова, 3. Д. Безуглова.
С. А. Барановой и Ю. В, Иыркова.
Сурхаптау-бапсунтауский комплекс: 1 — мигматиты, грани то-гнейсы, нлагпогра-
ппто-г пенсы, кварцевые диорито-гнепсы, гранодиорито-гнейсы. Тапхазыскнй ком-
плекс: 2 — мелко- п среднезернпстые нироксеи-амфпболовые, бпотпт-амфпботовые,
амфиболовые габбро, габбро-диориты. 3 — мелко- и среднезернпстые бнотит-амфп-
боловые и амфибол-биотитовые тоналиты. 4 — объединенные крупно-, средне- и
мелкозернистые бпотиг-амфиболовые, амфибол-биотитовые трондьемигы, 5 — круп-
нозернистые амфпбол-бпотптовые (а) и биотитовые (б) плагиограниты, 6 — сред-
незернпстые амфибол-биотитовые (а) и биотитовые гранатсодержащие (б) птагпо-
граннты; жильные породы: 7 — мелкозернистые биотитовые и амфпбол-бпотптовые
плагпогранпты, аптиты, пегматиты. 8 — илагиограпит-порфпры, 9 — диабазы и
диабазовые порфириты, мнкрогаббро. Мачетлиискпп комплекс: 10 — среднезерни-
стые амфпбол-бпотптовые кварцевые сиениты. Чапухскпй комплекс: 11 — метко- н
средпезернпстые порфпровпдные биотитовые гпейсо-адамеллпты, 12 — жильные ап-
литы. аплпт-пегматопдные граниты, пегматиты. Гпссарскпй комплекс: 13 — средне-
и крупнозернистые порфпровпдные амфпбол-бпотптовые адамеллпты, 11 — метко- н
среднезернпстые порфпровпдные биотитовые адамеллиты, 15 — средне- п крупно-
зернистые, порфпровпдные амфибол-биотитовые адаметлчты-граппты, 16 — круп-
но- и грубозернистые лейкократовые биотитовые граниты, 17 — средпезернпстые
иорфпровидные биотитовые, местами амфпболсодержащпе (а) п двуслюдяные (6)
граниты; жильные породы: 18 — мелко- и среднезернпстые иорфпровидные амфп-
бол-бпотптовые адамеллпты и гранодиориты. 19 — мелко- и средпезернпстые слабо
порфпровпдные лейкократовые биотитовые и двустюдяные граниты, 20 — аплиты,
пегматиты 21 — граннт-порфиры, фельзит-порфиры. Лппарпт-апдезпт-базальтовый
вулканический комплекс каратагскоп п суффппской евпт: 22 — лавы и туфы лппа-
рцт-порфпроп, 23 — субвулканическпе базальтовые порфириты, 24 — протерозой-
ские бпотпт-кварц-полевошпатовые кристаллические сланцы, гнейсы, 25 — нижний
карбон: мраморнзоваипые известняки, сланцы, песчаники, 26 — суффпнская евпта'
туфопесчаипкп, туфоалевролиты, туфоаргиллиты, кремпп и известняки. 27 — .мезо-
зойские отложения, 28 — неогеновые отложения, 29 — четвертичные отложения,
30 — тектонические нарушения. 31 — границы фациальных разновидностей пород.
32 — известняки п мраморы.
338
ПРИЛОЖЕНИЕ 8. Схема геологического стрпеии i Мачетлинского массива.
Составлена по материалам 3. Л. Юдалевпча, Ф. Н. Диваева, С. А. Козлова,
О. И. Никитиной, В. Л. Семенова.
Массивы: I — Мачетлпнскпй, II — Махотсапскнй, III — Манзобскпй, IV — Ппж-
псмахотсайское тело. Тапхазысктгй комплекс: 1 — средпезернпстые впроксон-амфп-
боловыо габбро и габбро-диабазы, 2 — среднезерипстые бпотпт-амфиболовыо тона-
литы, 3 — крупнозернистые слабо порфпровпдиые амфибол-биотитовые плагногра-
ипты, 4 — среднезерипстые слабо порфировидные амфибол-биотитовые плагпогра
ниты. 5 — мелкозернистые слабо порфировидныс амфпбол-биотптовыс илагиогра-
ниты; жильные породы: б — аплиты, аплнт-граниты, 7 — плагиогранпт-порфиры.
8 — габбро-дпабазовые порфириты. Мачет.тштскшт комплекс: 9 — средпезернпстые
амфиболовые габбро и амфпбол-бпотптовые габбро-дпорпты калшппатсодержатцие,
10 — среднезерипстые амфибол биотитовые (пприксенсодержащие) кварцевые сие-
нодпориты. 11 — среднезерипстые слабо порфпровпдиые амфибол-биотитовые ipa-
нодпорпты. 12 — средне- п крупнозернистые порфировидныс амфибол-о’потнговые
адамеллиты, 13 — средпезернпстые амфибол-биотитовые кварцевые сиениты. 14 —
мелкозернистые порфировидныс амфибол-биотитовые грапоспениты; жильные поро-
ды: 15 — мелкозернистые бпотптовые и амфибол-биотитовые граниты, аплиты,
16 — диабазы. 17 — спессартиты, 18 — диоритовые порфириты. 19 — грапатсодер-
жащне гранодпорпт-ворфпры. 20 — кварцевые сиенит-порфиры, граносиеннг пор-
фиры, 21 — гранит-порфиры. Хурсаптагскип комплекс: 22 — .мелко- и среднезер-
нпстые порфировидныс биотитовые траиатсодержатцие адамеллиты и гранпты-ада
меллиты. 23 — объединенные срсдпс- и крупнозернистые грапатсодержащпе биоти-
товые и биотит мусковптоиые граппты; жильные породы: 24 — мелкозернистые
порфпрови шые амфибол бпотптовые адамеллиты, 25 — объединенные мелкозерни-
стые транпты, аплиты и аилпг-граниты, 26 — диабазовые порфириты, 27 — диори-
товые порфириты. 28 — гранит-порфиры. Обизарангский комплекс: 29 — средне- и
крупнозернистые лейкократовые бпотптовые граниты, 30 — жпльиые аплиты. Юж-
но-тяпыианскпй комплекс: 31 — оссекспто-диабазы, камптониты. Лпппрнт-апдезят-
базалътовый вулканический комплекс каратагской и суффинской свит: 32 — лппа-
рнт-иорфиры и дацп г-порфнры, 33 — субвулкаинческпе базальтовые и андезитовые
порфириты, 34 — кембрийские филлиты, песчаники, кристаллические сланцы, мра-
моры, 35 — ордовикские с’подпсто-кремнпстые сланцы, кварциты, алевролиты, из-
вестняки, доломиты. 36 — ппжнекарбоновые мраморы. 37 — мезозойские отложенпя,
38 _ чегпертпчиые отложенпя. 39 — границы фациальных разноипдпостей пород,
40 — тектонические нарушения.
ПРИЛОЖЕНИЕ 9. Схема геологического строения центральной части хребта
Сурхаптау. Составлена по материалам С. А. Козлова, Г. С. Тесленко,
<1>. К. Дпваева, 3. А. Юдалевнча. Э. Д. Безуглова. Б. Я. Пятаева
Массивы: I-—Обинаурузский. II — Вахшиварский. Ill — Науратапскпп, IV —
Поджурскпй. V — Ушорскпй. VI — Восточно-Молянгурскин. VII — Княусунскпй,
VIII — Западно-Моляигурскпй. Сурхантау-бансуитаускнй комплекс: 1 — мигматиты,
хлорпт-мусковитовые грани то-гнейсы, 2 — апатектные плагиограниты п гранодио-
риты. Сурханскпп комплекс: 3 — тонкозернистые мусковит-биотитовые граппты, 4—
крупнозернистые мусковит-биотитовые граниты, 5 — среднезерипстые редковкрап-
лсннпковые мусковит бпотптовые граниты, 6 — мелкозернистые мусковпг-бпотпто-
ьые транши. 7 — объединенные мелко- средне- и крупнозернистые граппты. 8 —
жильные мусковит-бпоти говые граниты, аплиты, пегматиты. Поджурскпй комплекс:
9 — мелкозернистые пироксен-амфиболовые габбро. 10 — среднезернистые ппрок-
сеи-амфнболовые габбро и габбро-диабазы. 11 — ме iko- и среднезерипстые биотит-
амфиболовые снепнто-дпорпты, 12 — мелко- и средпезернпстые порфпровпдиые
Лпочптовые адамеллиты, 13 — средпезернпстые порфпрови иные бшпптозыс грани-
ты, 14 — мелкозернистые бпотптовые гранпты; жильные породы: 15 — мелкозерни-
стые лейкократовые биотитовые гранпты п аплиты, 16 — диабазы, 17 — адамел-
лит- и граподнэрпг-порфиры. Алмалысайский комплекс: 18 — бпотпт- пироксеновые
монцониты, 19 — жпльиые спеипт-порфиры. Южпо-тяньгаанский комплекс: 20 — эс-
секспго-дпабазы, камптониты. Дацит-лгпарнтовый комплекс зопской и вахтппвар-
скоп свит: 21 — лппарпт-даппты, липариты и их туфы. 22 — субвулкаинческпе
пптрнтовые, липарит-дацитовые и дацитовые порфиры. 23 — протерозойские кри-
сталлические славны. 24 — мезозойские отложения, 25 — неогеновые отложения,
2(1 — четвертичные отложения, 27 — границы несогласного налегания пород, 28 —
I ектон пческпс па рут енпя.
ПРИЛОЖЕНИЕ 10. Карта вулканогенных комплексов Каржаитауской вулкано-
тектонической депрессии и Оясайской кальдеры. Состав lena ио материалам
В. И. Коржаева, М. А. Авакова. IO. X. Ахмсдулипа. П. 11. Васильковского, В. И. До-
339
моряда, 'Г. И. Кремневой. Г>. Л. Майбороды, Д. II. Иоргпгова. В. В. Терентьева
Д. III. Юсх фбаева.
ПРИЛОЖЕНИЕ И. Карта вх лкаиогенных' комплексов центральной части Терек-
липского вулкано-тектонического грабена и Майдантальской мульды. Составтеиа но
материалам В. II. Коржаева. 10. Ф. Перепелпцына, Г. Е. Уткина. Е. В. Петршапюй,
Р. А. Юсупова с использованием данных А. П. Агафонова, А. Р. Блажеевича, М. М.
Лебедь, В. В. Илечы, Р. С. Рахимова.
ПРИЛОЖЕНИЕ 12. Карта вулканогенных комплексон Кызылнуринской пальце,
ры и западной части Кумышкапского вулкано-тектонического грабена. Составлена
по материалам В. П. Коржаева, IO. Ф. Перепелпцына. В. II. Доморяда, А. II. Агафо-
нова, JO. .X. Ахмеду,шна, 11. М. Лебедь, 11. В. Мхшкпиа. В. В. 11 темы, Р. С. Рахимо-
ва, Б. 11. Явнова.
ПРИЛОЖЕНИЕ 13. Карта вулканогенных комплексов Чнлтенской и Чплтеп-
Пардолштской кальдер. Составлена по материалам В. И. Коржаева. 10. Ф. Переие-
лицына. В. И. Доморяда с использованием данных А. II. Хгафопова, М. И. Адетувг,
-Б. Т. Члппшна, А. X. Ахмедулина, Ю. А. Иванова, И. М. Лебедь, И. В. Мушкина,
Е. В. Панченко, А. В. Иеретрутова. Р. С. Рахимова, X. Б. Фаттахова.
ПРИЛОЖЕНИЕ 14. Карта вулканогенных комплексов Карабашской кальдеры
Составлена по материалам В. П. Коржаева, В. II. Доморяда с использованием дан-
ных ТО. X. Ахмедулина, II. М. Богомольного. И. П. Лаверова, Н. Г. Максимовой.
Е. В. Толкачевой. А. С. Толкунова.
ПРИЛОЖЕНИЕ 15. Карта вулканогенных комплексов восточной части Шаваз-
.Дукептского вулкано-тектонического грабена. Составлена но материалам В. А. Ара-
пова, Г. Е. Уткина, В. II. Коржаева, В. В. Михайлова, 10. Ф. Перепелпцына с ис-
пользованием данных .11. 11. Аделунг, М. А. Ахме шва, Ю. X. Ахмедулина. О. В. Г>с-
лоплотоиой. В. II. Доморяда, Д. С. Канаша, С. Я. Лапидуса, II. Т. Лашцпкова. Е. Б.
Петрикпиой, М. О. Сулейманова, В И. Ткачева. Д. Ш. Юсуфбаева.
ПРИЛОЖЕНИЕ 1G. Карта вулканогенных комплексов северной половины Лаш.
корейской вулкапо-тектоиической депрессии и Ашкуранской кальдеры. Составлена
по материалам С. II. Задориной, Д. С. Каната, В. Д. Ляшкевпча, В. И. Хохлнча,
А. Заманова, В. А. Арапова, А. Е. Антонова, Ф. Г. Гуламова, В. В. Михайлова,
Ю. В. Нечаева. В. А. Ио (варкова. 11. Умарона с дополнениями и пзмененнями
В. П. Коржаева. ТО. Ф. Перепелпцына, И. М. Чнкудовпч.
ПРИЛОЖЕНИЕ 17. Карта вулканогенных комплексов Куга, шнекой кальдеры.
Составлена но материалам В. II. Коржаева, 10. Ф. Перепелпцына, Е. В. Петрпкиной,
Г. II. Коржаевой е использованием данных Г. А. Абдурахманова, Б. Д. Болгара.
М. Д. Геся. Е. В. Панченко, В. Я. Клнпепштсйпа, А. II. Тихомирова и др.
ПРИЛОЖЕНИЕ 18. Карта вулканогенных комплексов Чадакской приразломной
депрессии. Составтеиа по материалам В. П. Коржаева, Е. В. Толкачевой. Я. М. Ра-
фикова. Г. П. Коржаевой с использованием данных Л. Г. Л хинной, Д. II. Дашкеви-
ча. И. И. Соловьева.
ПРИЛОЖЕНИЕ 19. Карта вулканогенных комплексов Кокеарек-Кумлайекой
депрессии. Составлена по материалам В. 11. Коржаева. Ю. Ф. Перепелпцына, Я. М.
Рафикова, В. Н.Плотникова с использованием данных И П. Соловьева.
ПРИЛОЖЕНИЕ 20. Карта вулканогенных комплексов Каееаиского вулкано-тек-
тонического грабена. Составлена но материалам В. И. Коржаева. Я. М. Рафикова с
использованием данных В. П. Войтовича, М. Д. Геся. В. 11. Доморяда, Е. В. Петри-
киной. Г. И. Ситкевича, Л. И. Турбина. В. Ф. Храмкова.
ПРИЛОЖЕНИЕ 21. Схема стратиграфической обоснованности последовательности
вулканизма Чаткало-Курамппекой орогенной области.
ПРИЛОЖЕНИЕ 22. Карта магматических комплексов Узбекской ССР.
ПРИЛОЖЕНИЕ 23. Схема возрастной корреляции магматических комплексов
Узбекской ССР.
УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ К ПРИЛОЖЕНИЯМ 10-20
1 — иерасчлепенные мезозойские и кайнозойские отложения. Ночи гексьг.
2 — раипетрпасовый чилтепский спенодпрорит-граноспеиитовый. 3 — позднеперм-
сквй-рапнетриасовый кызылпуринскпй лппарпт-трахплипарптопый ну. гкаипческвй,
4 — пермо-триасовый арашанский грапит-лепкогранптовып, 5 — артпкекпй-поздне-
пермскпй равашский трахибазальттрахилпиаритовый вулканический, С — ранне,
пермский бабай-обский габбро -моицонитч’пенн гоный 7	сакмарский iuj-
рабский срахибазальт-трахиаидезптовый вулканический, 8 — асселыкнл
340
оясайский трахит-трахп-шпарит-линаритовыи пу  спиическпй, 9 — позлнека-
мешюугольпый-раппспермскпй куюпдппскпй мопцогрзпнгопдпый. 10 — позднека-
меиноугольиый каржантауский тра.хпандезпт-трахплппарнто-дацитопый пул киниче-
ский, 11 — средне-позднокамепноугольнып кызылсайский существенно адаме.тлпто-
вый, 12 — московский — касимовский падакскип 11111арпто-’1ацпт-тра\панде.штовып
вулканический, 13 — рапнемосковскпй акчппскпп дацит-трахпапдезитовый, 14 —
среднекамепноугольный карамазарский габбро-диорит-граноднорптоиын. 15 — баш-
кирский мипбулякскпй трахибазальт-трахпаидезпт-трахидацпт- шпарптовый вулка-
нический, 16 — ранпс-среднекамеппоуго.тьпый алмалыкский сиенодпорпт-спеппто—
выв, 17 — серпуховский — башкирский уппскип трахибазальтовый ву шапогенпый,
18 — известняковая толща с прослоями и линзами кремней турнейского — визеп-
ского ярусов, 19 — доломитовая толща жнветского-турнейского ярусов, 20 — терри-
генная толща жпветского— франского ярусов, 21— раине девонский на пынатппскпи
трахидацит-.тппарптовый вулканический комплекс, 22 — рапиедевопскпп каграигпн-
скип базальг-трахиаидезнтовый вулканический комплекс, 23 — преддеяонскпй ка-
рабашскпп монцограиодпорпт-адамеллптовый комплекс, 24 — вулкапогенио-флп
шопдпая толща верхнего ордовика — ппжиего силура, 25 — гнейсо-сланцевая тол-
ща позднего рпфея. Эксплозивная фации вулканитов, 26 — пирокластическая (ту-
фовая) субфацпя, 27 — субфация направленного взрыва, 28 — субфация пирокла-
стических потоков (пгнимбрптов). Эффузивная. 29 — лавовые потоки (андезиты и
др.). Экструзивная. 30 — экструзивные купола и их корневые части. Жерловая.
31 — некки простого и сложного строения. Субвулкаппческая (близповерхностная).
32 — штокообразные, дайкообразные п спллообразные тела, сложенные породами
эффузивною облпка. Субвулкаппческая (пшабпссальпая), 33 — штокообразпые,
лакколитообразные тела, сложенные породами гипабиссального облпка. Вулкапомпк-
говая. 34 — вулканомиктовые песчаники (I), конгломераты (2). Лахаровая. 35 —
туфокоцгломераты (1), туфокопгломерато-брекчпп (2). Состав пород: 36 — липари-
ты. 37 - лавобрекчии липаритов. 38 —- туфы липаритов, 39 — туфы агломератовые
липарпгов,40— пгппмбрпты липаритов, 41 — ксенотуфы липаритов, 42 — липарпто-
дацпты, 43 — туфы липарито-дацитов, 44 — пгппмбрпты липарито-дацитов, 45 —
туфы агломератовые, глыбовые липарито-дацитов, 46 — игнимбриты линаритов с
обломками пород. 47 — базокварцевые лппарпты. 48 — сферолитовые липариты,
49 — трахилипариты. 50 — лавобрекчии трахилипаритов, 51 — туфы трахплппарп-
тов. 52 — игнимбриты трахплппаритов. 53 — туфы глыбовые трахплппарит-дацитов.
54 — пгппмбрпты трахнлппарит-дацптов. 55 — дациты, 56 — лавокрекчпп дацитов.
57 — туфы дацитов. 58 — туфы агломератовые дацитов. 59 — трахидациты, 60 —
гавобрекчпи трахпдацптов. 61 — туфы трахпдацптов. 62 — т^фы глыбовые грахида-
цптов, 63 — пгппмбрпты трахпдацптов, 64 — трахилппарпто-дациты, 65 — пгпим-
брпты трахилппарито-дацитов. 66 — туфы трахплппарнто-дацитов. 67 — трахиты.
68 — туфы трахитов, 69 — пгппмбрпты трахитов, 70 — кварцевые трахиты. 71 —
туфы кварцевых трахитов, 72 — андезиты. 73 — лавобрекчии андезитов. 74 — туфы
андезитов. 75 — туфы агломератовые и глыбовые, андезитов, 76 — ксенотуфы анде-
зитов агломератовые. 77 — аиде.итт-дацпты. 78 — автомагматические брекчии апде-
зит-дапитов, 79 — гуфы апдезит-дацптов. 80 — игнимбриты аидезити-дацитов. 81 —
трахиандезито-дациты, 82 — лавобрекчии трахиаидезпто-дацитов. 83 — туфы трахп-
андезито-дацптов. 84 — игнимбриты трахпандсзпто.дапптов. 85 — трахиандезиты,
86 — лавобрекчии трахиандезитов, 87 — туфы трахиандезитов. 88 — пгппмбрпты
трахиандезитов. 89 — андезпто-базальты, 90 — лавобрекчии а идезп го-базальтов,
уг — туфы апдозпто-база.п, топ. 92 — трахиандезито-базальты. 93 — туфы
трахиандезпто-базальтов. 94 — базальты. 95 — трахибазальты, 96 — авто-
магматпческпе брекчии трахибазальтов, 97 — лабобрекчип. кластола-
вы трахибазальтов, 98 — трахпдолерпты. долерпты, 99 — габбро, 100
габбро-диориты. 101 — диориты, дпорптовые порфириты, 102 — кварцевые диориты,
(03 — монцониты, 104 — кварцевые монцониты, кварцевые моицоппт-тюрфпры,
105 — сиениты, 106 — спенпто-дпорпты, 107 — кварцевые сиениты. кварцевые сие-
иит-порфпрьт. сиенит-порфиры, 108 — гранодиориты, 109 — адамеллпты, 110 — гра-
ниты. аляскитовые граниты, 111 — граниты лейкократовые, 112 — грапосиеппт-
порфпры, 113 — граподпорпт-порфпры, 114 — гранпт-порфпры. Субвуякапические
гайки и силлы, не получившие изображения в принятых масштабах на картах:
И5 _ лампрофиры, диабазы (1), сиенит-порфиры, кварцевые сиенит-порфиры. (2)
сложные дайки того же состава (3) чилтенского комплекса, 116 — грапит-порфггры
кызылпурпнского комплекса, 117 — базокварцевые гранофиры. (1), трахпдолерпты
(2). сложные дайки граипт-порфпров-дпабазов пли долерптов (3) равашского комп-
лекса, 118 — базальты, трахибазальты, трахидолериты шурабсайского комплекса,
ПОу-граяпт-порфпрьт. лппарпты. базокварцевые шиариты (1), грашк-иечит-порфиры.
кварцевые спеппт-порфиры. (2) оясайского комплекса, 120 — фельзиты, кварцевые
спеппт-порфиры каржаптауского комплекса. 121 — гранодиорит-порфиры ладакско-
го комплекса. 122 — трахибазальты упнского комплекса. 123 — известняки, извест-
няки с кремнистыми стяжеипямп. 124 — доломиты, доломитовые известняки. 125 —
песчаники, 126 — конгломераты. 127 — песчаники, алевролиты с шипы, 128 — бпо-
341
тит-кварц-плагнитьчашовыс сланцы, 129 — гнейсы, 130 — вторичные кварциты, яро.
нил.тшы. аренд, силиты, 131 — зоны дробления милонитизации вдоль разломов, 132-
разломы главные (I), второстепенные (2), 133 —разломы предполагаемые (1) ]м,-
ломы предполанюмые под четвертичными отложениями (2), 134 — гео югнческие
границы достоверные (1), предполагаемые (2). 135 — границы несогласного зале-
гаиня. 131. — границы смены литологических фаций одного и того же возраст,ь
13/ элементы за.чегання пород, 138 — мосла сборов флоры (1), фауны 12) (и
‘?-?.1>'11Ь,С <“юзна’,е1шя к приложениям 11—20 те же). Границы вулкапосгрукггр:
1о,> монотонных (1), иолигенных (2) грабенов. 140 — нрпразломпых депрессий
о 1 — вУ;1яа»отскго’,!|ческих Депрессий (мульд проседания). 142 — кальдер типа
Валлис. 1чЗ — Ka.iiytej) резургеиных, 144 — кальдер типа Кракатау, 145 — мульд
экструзиииыхкуполо1:, 1-46 — сводовых поднятий. 147 — кушьтообрампых поднятий.
148 — предполагаемые под четвертичными отложениями. 149 — погребенные.
342
ОГЛАВЛЕНИЕ
Предисловие
Введение
СУЛТАНУ ИЗДА'Г
ЗАПАДНЫЛ СУЛТАНУИЗДАГ
-Средиедевоискпй комплекс шейхджейяинскоп свиты .....	17
Средпедевопскпй зеш ебобипскпй комплекс	................. 	19
1« И;Т( >411ЫП СУЛТАНУИЗДАГ
Докембрийский комплекс Дарба.1атн>	............................20
Докембрийский комплекс Султануиздагской и Джамансайской свит .	21
Докембрийский Сулгапупздагвкпн комплекс ................ ....	22
Иоаднедокембрийскпй комплекс Каракудукской свиты ....................24
Раипекамеиноугольпый комплекс Ашенынгауской	свиты.................2л
Раипекаменноугольпый гебинбулакский комплекс	....................27
Ноадиекдмепноуго. н.пып актауский комплекс	....................28
Перми триасовый (?) Джамансайский комплекс	....................30
С1.’ВЕР()ВУКЛПТДУ(ЖПП ПА. ГЕОПРОГПВ ПОЗЦТЕПРОТЕРОЗОПСКОГО
ЗАНИЖЕНИЯ
Поздиерифейекпй-веидскпй комплекс кумбулакской свиты и ее аналогов .>-
Кимбро ордовикский таимилекс кулкудукской свиты .	..............32
Ноздпесилурнпскпй-раииедевопский комплекс, тубабергенской свиты и
ее аналогов	...................._............3"
Средиекамопиоугольпый бока.'ншский тоцаапт-трондъемптовыи комплекс
юж г । < >-1; у f; а н та ус ет > е д рев i i ее под н ятие
Докембрийский букантауский комплекс ......................
•Средиекамепноуюльный кокпатасскпй комплекс . . . .
(:ре.1иек.1мепноугольпо-раниеиермский алтынтауский комплекс
Пермский сарытауский комплекс	................
Пемро-триасовый (?) саутбайскпй комплекс .................
СЕВЕРО-ТА МДЫ11СКН П 1IA j I Е< /ПРОГИБ
ППЗДПЕПРОТЕРоЗОПСКОГО ЗАЛОЖЕНИЯ
Поадиерпфейекий-вепдскнй комплекс учкудукской свиты ...	.17
.Докембрийский тамдытау-нуратпнскин комплекс .....................48
Кембрийский комплекс елемесащпиской свиты ........................49
Иоздиесплурпйскпй комплекс кушкумбайской свиты....................51
Поадпекаменноугольпый ка.шхтаускпй комплекс . .	. .	52
Пермский северо-гандынскпп комплекс	   53
ДУ МИНЗА ВЕ-ЛЬТАУСКОЕ ДРЕВНЕЕ ПОДНЯТИЕ
Раипернфейский комплекс аумпизипской свиты
Додевопский муруптаусквй комплекс
Но.цпекамеиноуго.тьпый яахкудукскпн комплекс
Пермский (?) пгохетаускпй комплекс - .
КУЛЬДЖУКТАУСЕНП HA.iEOllPOITlI. PAIIНЕПАЛЕОЗОПСКОГО
ЗАЛОЖЕНИЯ
(:pe,iiieop’ToBiiKcK>iii-paniiecii.iyj>iiiici»iiii комплекс казакасуйской-
учкудуксмой свис	................................. -91
’Рапие'среднекамепиоуго.твпыи комплекс таушапскоп свиты ....	63
Paniie-средпекамениоуго.чьпый кулиджуктауикий комплекс . .	Г>4
Сред11<ч;амеп11оугол|.иый гозбулакский комплекс................................. ...	69
Сре шекамеппоуго.н.иый нейтрально кульджуктауский комплекс ...	73
343
КЛРЛТЛУСКПП ПЛ'ЛЕОПРОПП! РЛНПЕПЛЛЕОЗОПСЬОГО ЗЛЛСИКЕНИЯ
Гаипесплурпйскин сармпчскпп комплекс ......................
Пермский каратаускпй комплаке	................... . .
ЗИЛЭТДИИСКИЙ ДРЕВНИЙ ВЫСТУП
Гапиернфейский комплекс каттанмайской свиты	..............79
Докембрийский нурата-зирабулаквклй комплекс	.................. 81
11озднедевопскпй каракуталский комплекс ....................... ....	81
КЛРАТЮЕЕ-ЗПРЛПУЛА 11С КПП J J АЛЕОП РО ГИГ. РАНН Е11АЛ ЕО.ЗОШ ЖОГО
ЗАЛОЖЕНИЯ
Средпеордовикский-раннесилурийскнй комплекс ал гыаульскон и
дараитутской спит и их аналогов ..............................  ....	81
Средне каменноугольный агкамарскнй комплекс ..........................86
Среднскамениоугольно-рапнеиермский каратюбе-зирабулакский комплекс	87
Средне-нозднекаменпоугольный тымскнп субкомилекс......................8S
Позднекаменноугольный собственно каратюбе-зирабулакский субкомилекс	92
Позднекаменноуголг.по-раппепермскнй кетменчпнекий субкомплекс ...	91
Пермский гу|»гакскпй комплекс	...................... . . 97
ПУРАТИНСКМП СЕГМЕНТ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ ЮЖПОТЯПЫП ЗНЬСЕОП
ГЕОСИНКЛИНАЛИ С НЕРАСШИФРОВАННЫМИ КАЛЕДОНСКИМИ
ПАЛЕОСТРУКТУРАМИ
Позднерпфейскин комплекс иттупыеайской сап гы................... .	.	99
Кембро-ордовикскпй (?) комплекс	гпавазскоп	свиты .................100
Ранпесилурийский комплекс буратбулакской. ходжанабудской и
джазбулакской свит	 1п2
Ранпесилурийский мальгузарскиг'г	комплекс	 .......................102
Позднесплурпйскнй (?) кошрабадскпп комплекс....................... 105
Ранне-средне девонский комплекс чпмкурганской и баидской свит	. 108-
Среднекаменноугожьный каттапчекий комплекс. ..................  ...	110
Среднекаменноугольпый-раннепермскнй гиуражкий комплекс	. ...	11.3
Позднекамепноугольпый собственно шуракскпй субкомилекс.............115
Позднекаменпоугольно-раннепермскпй гатчинский субкомилекс..........116
ТУРКЕСТАМО-ЗАРАФШАПСКПЙ СЕГМЕНТ ЦЕНТРАЛЬНОЙ ЧАСТИ
ЮЖИОТЯНЫПАНЬСКОЙ ГЕОСИНКЛИНАЛИ С ПЕРАСШИФРОВАНПЫМП
КАЛЕДОНСКИМИ ПАЛЕОСТРУКТУРАМИ
Докембрийский (?) купдаджуазскпй габбро ггиюрбазитовый комплекс
Средне-поздлеордовпкскггп комплекс пгильхачорской свиты.............
Среднеордовикскип-раннесп.гурийской комплекс шахрпомоиской и
11ШНГСКОП свит	....	..............
Ранне-средпекаменпоуголы1ып комплекс каратагскоп и суффпнской свит
Рпнне-среднежамеиноугольпьгй танхазыскпп комп.текс .................
Ранпе-средпекамеиноугольный зарафпганскпй ком и. гекс
Среднекаменпоугольныи мачетлипскпй .	.......
Среднекаменноуголыгый яхтонскпй комплекс	........
Иозднекамеиноугольпый авгайджумаискип комплекс	. .
Ноздиекамепноугольпып гнссарскпй и чаиукскпй комплексы
Нозднекамеиппугольный-раииеггерыскип хурсаптагский комплекс . . .
Пермский шатрутскпй комплекс	. ...............
Рапнепермскпй комплекс лгочобской евпгы
Пермский обпзарапгекпп комп.текс	..........
Иермо триасовый (?) а гмалысайскггн комплекс	. .
120
121
126
ЦП
144
147
148
149
Г.АЙСУНСЬТШ СРЕДН1И1ЫН МАССИВ
Докембрийский сурхаптау-байсуптауский комп гекс .	.	. 151
Докембрийский айляпгарскпй комплекс	..... 15.3'
Докембрийский ангасапскпн комгйгекс	.	155
Раннесплурпйский чакчарскпп комплекс	....	.157
Силурийский байсуискпй комплекс	............ 159
Силурийский сурханскпй комплекс	. .	...... 161
Полднесплурпйскпй рапиедепопскпй бахчпиекпй комплекс . .	. . 16.3
344
Рапнекамеппоуго.1Ы1ЫЙ Kouji'ietic зойской и вахт пиарской свит
Раипе-средиекаменноугольный комплекс ходжирбулакской сип гы
Раппеиермскпй комплекс кайракцкоп свиты ...................
164
166
167
168
Нермекий поджурскпй комплекс
Ноздненермскпй-рапиетрпасоиый комплекс
малекской свиты
КОМПЛЕКСЫ РЕГИОНА. 1ЫК/ГО РАСПРОСТРАНЕНИЯ
Триасовый (?) Южно тяныпапьскпй комплекс	. . .	- 1
11ОЗДНЕ11ДЛЕ( )3<•НЕКАЯ ЧАТКЛЛО-КУРАМППСКАЯ ОРОГЕННАЯ ОБЛАСТЬ
СРЕДИННОГО ТЯНЬ-ШАНЯ ...............1
Докембрийский искемскпй комплекс	.........................183
Нозднсрифейскнй вендский нюратупский комплекс.....................185
ПРЕДДЕВОНСКПЕ ПНТРхЗНВПЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ
11реддевоискип каракпкнстшй комплекс
Преддевонский
Раппедевонскпе
Нредживегскпй
карабашский комплекс
вулканогенные образования
шратагатппскпй комплекс
Рание-среднекамеппоугольпый уннскпй комплекс
Ранпе-ереднекамеппоуго.тьпый аурахма гскнй комплекс
Ранне-средпекамепноуголъный алмалыкский комплект
Башкирский мпнбулакскпй комплекс	...............
Средпек.-ьмеиноугольныи курамипскпй (карамазарский) комплекс
Рашгемосковскпй акчннскип комплекс	......
Московско-касимовский надакскпй комплекс ................
Средие-11<13Д1гекамеииоуги.1ьпый кызылсапский комплекс
11о.ддп<чшмени<>уго.1ьный каржантауский комплекс . . .
Но.1ди<"ка.меп11оугольпо-рапнеиер.мекпн куюндпись'нй комплекс
Ассельский оясайской комплекс	...............
Сакмарский сиурабсайский комплекс	..........
Рапнепермскпй бабайобскпй спепптовый комплекс ....
Артписко-поздиеиермский равашский комплекс................
Поздненермсно-раниегриасовый кызылиурппский комплекс
Перми триасовый (?) арашапский комплекс ..................
Painiei риасовый (?) чилтеискнй комплекс ....	.
18G
188
191
193
195
197
293
207
211
21G
233
246
254
258
265
277
282
НЕКОТОРЫЕ ЭЛЕМЕНТЫ ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКОГО АНАЛИЗА И
МЕТАЛЛОГЕНИИ
Северобукамтаускпп палеопрогпб иоздиенротерозойского заложения . . . 28S
Северо-та.мдытаускпй палеопрогпб	 290
А> м|П1.1а-бея1.таугкое древнее поднятое	  291
Кульджукгаускпй палеопрогпб	. .	.................. 291
Каратюбе зирабулакекий палеопрогпб	   292
Нуратииский сегмент	 292
K'ap.iTiirciaiii палеопрогиб	 294
Ту|>1«'гтано-зарафшанскпн сегмент	 295
IkincyiicKiiii срединный массив	................... - -297
Су г ганунядаг	................................298
Западный Султаиупзда!	...........................299
Но.1Дне1Х|1лео«1ойская Пат кало-1 >’урам и некая орогенная область
срединного Тянь-Шаня	............... .... 309
Проект легенды для крушюмастабпого геологического картирования
магматических образований горных районов Узбекистана .....................512
Пояснения и ири.тожеппям	...................235
345
КАРТА МАГМАТИЧЕСКИХ КОМ И.IЕКСОВ УЗБЕКСКОЙ ССР
Утверждено к печати
Ученым советом С\ПГИМСА
и PITCO Мшпео УзССР
Сдано в набор 10. 01. 83. Подписано к печати 20. 09. S3. Р-11589.
Формат 70\'10<8/11к. Г.умага типографская .V 1. Гарнитура лигерагур-
ная. Печать высокая. Уел. пен. я. 11.10 110 имрг). Уч.-изц. г. 37,0
Тираж 1000. Заказ 702. Цена 6 р.
Адрес Издательства: 700047'. Ташкент. ул. Гоголя. 70.
Наорапо  отпечатано и типографии Ка[посос4'авп гельской партии
Млигео УзССР. ул. Т. Шевченко, И а.
Переплетные работы выполнены н типографии Пгщате.и.ства Фан»
У):ССР. Проспект .М. Горького, 79: -