Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Карбон и пермь Казахстана

ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Карбон и пермь Казахстана"

о

ВСЕСОЮЗНЫЙ ОРДЕНА ЛЕНИНА НАУЧНО-ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИИ ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ им. А. П. КАРПИНСКОГО (ВСЕГЕИ)

На правах рукописи

КОШКИН Вадим Яковлевич

КАРБОН И ПЕРМЬ КАЗАХСТАНА (стратиграфия и палеотектоника)

Специальность 040001 — общая и региональная геология

ДИ ССЕРТАЦИЯ

на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук в форме научного доклада

ЛЕНИНГРАД, 1991

Работа выполнена в Казахском научно-исследовательском институте минерального сырья НПО "Каэрудгеология"

Официальные оппоненты: доктор геолого-ыинералогических наук,

профессор О.А.?1азарович

доктор геолого-минералогических наук, профессор А.Х.Кагарманов

доктор геолого-ыинералогических наук А.В.Авдеев

Ведущая организация: ИГО "Центрказгеология" •

Защита состоится " 1991 г. в_часов

на заседании специализированного совета ДС71.07.01 при Всесоюзной ордена Ленина научно-исследовательском геологическом институте (ВСЕГгИ). Адрес: 199026, Ленинград, В.О., Среджй пр., 74.

С диссертацией иожш ознакомиться во Всесоюзной библиотеке Всесоюзного научно-исследовательского геолошческого института СБСШИ).

Доклад разослан_¿^У-■ ___

Ученый секретарь специализированного совета кавдидат геолого-мин .наук

^ К .В.Митрофанова

/

ВВЕДЕНИЕ

Каменноугольные и пермские отложения играют важную роль в геологическом строении Казахстана. Формационная разнотипность, образование преимущественно в обстановках континентального режима, определяют специфику и сложность стратиграфической корреляции, от надезшости которой зависит качество геологических карт.

Автор в течение сорока лет осуществляет геолого-съемочные и тематические исследования в Казахстане, главным образом в областях распространения каменноугольных и пермских образований. За эта годы представления о стратиграфии безусловно претерпели значительную эволюцию, но это закономерно, и лишь подчеркивает необходимость постоянных стратиграфических исследований.

Разработка стратиграфии методологически является многообразным процессом, включающим в себя процедуры различного типа: от описания конкретных разрезов - до межрегиональных сопоставлений и реконструкций патеотектонических обстановок. Отдельные члены анализируемой совокупности почти всегда содержат информативные пробелы, а чаще - лишь штрихи, фрагменты искомых сведений. .Поэтому з оценке, отборе фактов и их обобщении первостепенную роль играет субъективный фактор - точка зрения конкретного геолога. В стратиграфической системе любого масштаба разноречия сводятся к неодинаковому пониманию связей между составляющим ее элементами. Прогрессу стратиграфических знаний способствуют прежде всего индивидуальные представления, которые, как правило, целостнее и последовательнее, чем синтетические схемы стратигра(|ии. Вместе с тем, последние такие входят в комплекс методологических приемов познания стратиграфии. К их числу относятся и схемы, принятые на стратиграфических совещаниях.

Ценность схем - в критической оценке состояния представлений по стратиграфии; компромиссные реаения, принимаемые в спорных случаях, не являются оптимальным выходом из положения.

Предлагаемая стратиграфическая схема карбона и перми исходит в основном из обобщения материалов, на.которые опирается и утвержденная в 1988 г. корреляционная схема Центрального, Южного и Восточного Казахстана, редактировашаяся автором доклада.

Разработка стратиграфии должна иметь комплексное обоснование. В то же время проявление и роль каядого из факторов меняется по латерали, особенно литостратаграфического, что чаще всего и вызывает споры как по части вертикальных подразделений разре-

- г -

зов, так, и особенно, латеральных сопоставлений. Большие сложности возникает и в биостратиграфии, где влияние на оценку возраста оказывают изменение биоценозов, в зависимости от палеогеографических обстановок, и просто их сохранность при захоронении. Все эти методы дополняют друг друга, но их значимость в конкретном случае изменчива, что нередко создает прецедент в спорах.

Одним из главных методов корреляции в стратиграфии считаем историко-геологический подход, который в последнее время приобрел название "событийного". Разумеется, масштабы и формы материализации геологических (тектонических) процессов различны, но, как правило, мы в состоянии из опознавать и сопоставлять.

Палеогеографические и палеотектонические построения основаны изначально на комплексных материалах стратиграфии, но в дальнейшем вступает в действие механизм прямой и обратной связи; при этом постепенно возрастают весомость историко-геологических представлений и роль их в корреляции собственно стратиграфических решешй. В связи с этим предложенные стратиграфические схемы сопровождены палеотектоническими реконструкциями на девяти временных уровнях - от фаменского века до конца перли.

Помимо основного региона палеотектонических реконструкций, охватывающего территории Центрального, Южного и Зайсан-Иртшской части Восточного Казахстана, на схемах показаны Уральско-Таныпан-ское и Алтайское обрамление Казахстана (рис.1).

Актуальность работы заключается в разработке корреляционной стратиграфической схемы. Периодическое подведение итогов как коллективного, так и индивидуального плана, является обязательным звеном в перманентном процессе стратиграфических исследований. Корреляционные стратиграфические схемы регионального и межрегионального типов принимаются как основа опорных легеад геологических карт разного масштаба.

Актуальным является и определение пространственного размещения геодинамических зон палеозоя, их взаимоотношение и эволюция. Составленные палеотектонические схемы позволяют определенным образом организовать подход других иссяедователей к решению вопросов стратиграфии.

Цель работы - выявление закономерностей развитая Казахстанской reoсинклинальной системы в ее окружения в каменноугольный и пермский периоды на основе материалов корреляционной стратиграфии и палеотектонического анализа.

Основные задачи: I) разработка стратиграфии карбона и перми, главным образом - верхнего палеозоя Северного Прибалхашья, и корреляция с ней стратиграфических схем смежных территорий; 2) палеотектонический анализ карбона и перми для объяснения особенностей латеральной и временной изменчивости геологических образований; 3) выявление геотектонической позиции Казахстанского региона и его окружения в Центрально-Азиатском складчатом поясе.

Научная новизна работы заключается в следующем:

1. На основе созданной автором стратиграфической схемы верхнего палеозоя Северного Прибалхашья впервые выделены региональные горизонты среднего-верхнего карбона и перми и доказана возможность их выявления на остальной территории Казахстана.

2. В результате выполненного автором палеотектонического анализа показано развитие в течение карбона и перыи в Казахстанской геосинклинально-складчатой системе геодинамических сбстановок океанических бассейнов, междуговых прогибов, вулканических поясов и тыловых областей.

3. Выявлена геотектоническая взаимосвязь Казахстанской, Ура-ло-Тяньшанской, Иртышско-Алтайской геосинклинально-складчатых систем Центрально-Азиатского пояса. Подчеркивается их целостность как единой мегаструктуры в палеозое.

Практическая значимость исследований. Стратиграфические схемы автора были включены в корреляционные схемы карбона и перми Казахстана, принятые 2-м (1971) и 3-м (1986) Казахстанскими Стратиграфическими совещажями и утвержденные МСК. Эти стратиграфические, вулканологические и геотектонические представления были положены в основу изданных геологических карт Центрального Казахстана м-ба 1:1 ООО ООО (1980), 1:500 ООО (1981), 1:500 ООО, 1:1 500 ООО (подготавливаемой к изданию новой серии). Кроме того, они являются базой для разработки опорных легенд геологических карт м-ба 1:200 ОООи 1:50 ООО.

Используемый материал получен автором в результате 40-летних регионально-геологических и картосоставительских работ в Центральном Казахстане и анализа обширного материала исследователей Южного, Восточного Казахстана, Зауралья, Тянь-Шаня, а также Монголии и-Синьцзяня.

Апробация работы и публикации. Основные результаты исследований изложены в 45 опубликованных работах и в 17 научных и производственных отчетах, а также в изданных корреляционных стратиграфических схемах и геологических картах различных масштабов.

Результаты стратиграфических, тектонических, магматических, прогнозно-металлогенических, геологокартогра^мческих работ докладывались неоднократно на различных совещаниях, в том числе на 1-м, 2-м и 3-м Казахстанских Стратиграфических совещаниях (1957, 1971, 1986 гг.). на коллоквиумах по верхнепалеозойской фауне и флоре (Алма-Ата, Карагаада, 1985, 1989, 1990 гг.)» на Бюро комиссий МСК по каобону и перыи, на Всесоюзных и Республиканских совещаниях по регионально-геологическим вопросам, на 27-м МГК в 1984 г., на ежегодных совещаниях республиканского петрографического совета.

Основные защищаемые положения:

1. Корреляция каменноугольных и пермских отложений Центрального и Ежного Казахстана, основанная на вьделенных автором региональных стратиграфических горизонтах: тастыкудукском - Cg, кол-дарском - С£_з, кызылкиинском - Pj, кармысском - Pj_2> о'акалписком - Pj>, малойсаринском - Pg-Tj.

2. Схема гоодинамической оеолюции Казахстанской и смежных геосинклинальных систем в карбоне и перми.

3. Представление об общности палеозойского развития Казахстанской , Урало-'Гяньшопекой и Иртьшско-Алтайской геосинклинальных систем, образующих мегасистему западного сегмента Центрально-Азиатского пояса.

Работа выполнена в лаборатории региональной геологии КазИМСа. Пользуясь возможностью, выражаю о'лагодарность геологам-съемщикам, ознакомившим меня с имеющимися новыми материалами: К.А.Азбелю, О.Е.Белчеву, М.Р.Борукаевой, М.М.Гутерыахеру, В.Б.Избенко, Г.П. Клейману, И,С.Козлову, И.А.Кошелеьой, М.А.Мураховскому, М.Б.Мыч-нику, А.К.Мясникову, В.Г.Севостьянову, ЛЛ.Скринник, Е.М.Смоль-яни|юбой, В.Д.Стеркину, НЛ.Стучевскому, А.ВЛ'евелеву, Л'.Н.Шарпе-}юк, В процессе работы я неоднократно пользовался советами, консультациями А.В.Авдеева, Г.Г.Аксеновой, Н.А.Афоничева, А.Б.Вей-Miii'iia, Н.Л.Га^ая, Л.А.Гогановой, Г.Л.Добрецова, Ю.Ф.Кабанова, А.Л.Кагарманоьа, А.О.Кумиана, А.М.Курчавова, Н.В.Литвинович, O.A. Ма 1«(,оиича, Л .А.Ротцраша, К.З.Сальменовой, М.А.Сенкевич, которым н Ki 'tpoHHe 11[ и инателен.

Терминология. Автор стоит на позициях униформизма и считает, •по иось огромшЛ материал, полученный по изучению современных и молодых геолотческих процессов, должен быть применен для палео-реконпч'укциД литого характера. В основу применяемой терминологии

также должны быть положены понятия, употребляемые при характеристике современных процессов. К их числу относятся: "палеоокеа-нические бассейны", "внешняя авулканическая дуга" - поднятие, "вулканическая островная дуга", "междуговый прогиб" и т.п.

Под палеоокеаническим бассейном понимается палеоструктура с корой океанического типа, возникшая вследствие деструкции континентальной коры. В ходе развития в палеоокеаническом бассейне образуются кремнисто-базальт-терригенные формации, практически в непрерывном накоплении. Палеоокеанические бассейны либо окружены активными "континентальными" окраинами, либо асимметрично ограничены как активной окраиной, так и пассивной. Активная окраина выражена островодуяной системой в обычной латеральной последовательности, главным элементом которой является вулканический пояс - островной или континентальный. В заключительном периоде существования палеоокеадаческого бассейна обычно возрастает роль терригеньых полимиктовых отложений. Показателем завершения развитая палеоонеанического бассейна является общее смятие коллизионного типа и появление очагов гранитоидных расплавов.

Вместе с тем, мы не можем отказаться и от использования терминологии "reoсинклинальной теории". В нашей работе (фигурирует такое понятие, как "геосинклинально-складчатая система", обозначающее совокупность латеральных геодинамических зон, формирую-1цихся относительно и совместно с палеоокеакической структурой от времени ее заложения до замыкания и замирания геологической активности. По завершении последней стадии на месте геосинклинальной системы возникает "складчатая система". Все предшествовавшие зональные проявления тектонических фаз входят в процесс детерминированного развития геосинклинально-складчатой системы. Геосинклинально-складчатые системы подразделены на "структурно-формаци-онные системы" - вещественное воплощение геологических процессов в геодинамических зонах - палеоокеакических бассейнах, острово-дужных поясах, междуговых прогибах и т.п. Понятия "зона", "система", "сегмент" достаточно свободного пользования. Обычно понятие "зона" употребляется нами как часть структурно-формационной системы.

Районирование. Выделяются три тектонических структуры первого ранга: I) Урало-Тяньпанская, 2) Казахстанская, 3) Иртышско-Алтайская (включая Рудный и Горный Алтай); подразделяются на структуры подчиненного уровня (см.рис.1).

I. СТРЛТШРА31ЧЕСШ СХЕМА КАМЕННОУГОЛЬНЫХ И ПЕРМСКИХ

ОТЛСШЯИ ЦЕНТРАЛЬНОГО, ЮЖНОГО 1{АЗАХСГАНА И КОРРЕЛЯЦИЯ С СОНРЕЖЛЬНЫЛИ ЧАСТЯМ! УРАПО-ТЯНЫИАНСКОГО И ЧГРТЫШаЮ-АЛТАИСКОГО РЕГИОНОВ

В демонстрируемой корреляционной схеме (табл.1) основное внимание уделено стратифицированным образованиям, начиная со второй половины раннего карбона и выше. Это время сокращения морских бассейнов, начала прогрессирующей эпохи.континентализации. Изоляция и осушение морских бассейнов, переход к биостратиграфии по наземным палеонтологическим остаткам затрудняли решения стратиграфических вопросов, что породило массу спорных проблем разного характера. Вместе с тем геологическую историю, а следовательно и стратиграфию верхнего палеозоя, следует" рассматривать с конца франа - начала фамена - важнейшего событийного рубежа, ознаменовавшегося заложением новых зон островодужного вулканизма, обширной трансгрессией на девонскую сушу, образованием рифтов, интенсивным стратиформным рудообразовашем. Особое место в корреляционной схеме занимает Северное Прибалхашье. Именно Северо-Прибал-хашский район явился местом выделения автором новых региональных горизонтов от среднего карбона и выше.

- Верхний девон. Фаменский ярус

В Северной Дкунгарии к фаыену отнесена средняя часть таста-уской серии, представленная кремнисто-сланцево-туффитовыы комплексом с андезитобаэальтами. Севернее - в Саякском мездуговом прогибе, фаменские отложения образуют толщу флишоидных туфо-тер-ригенных отложений мощностью 800-1000 и. Важнейшей частью фамен-ских новообразований является пояс островодужного вулканизма, образующего широтную Калмахэыельскую и меридиональную Котырас&н-скур зоны (1,21. К фаыену здесь относится мощная толща андезито-баэальтов, дацитов', риолитов известково-натровой серии с морскими туфо-терригенными отложениями. За вулканическим поясом к северу расположена обширная область тылового норского осадконакоп-ления вначале - с туфо-терригенным осадконакоплением, а по удалении - мелководным карбонатным. В фамене возникает рифтовые зоны - Каиндинско-Спасская, Успенская, Аюкал-Аксоранская, Акбаста-уская и на их запад-северо-западном продолжении - Сарысу-Тениз-ская. В рифтовых зонах отлагаются глубоководные илово-кремнис-тые отложения; местами появляются субщелочные базальты; характерно стратифсрмное железо-марганцевое и полиметаллическое рудо-

образование. По бортам прогибов образуются рифовые известняки. Мощность рисовых отложений как правило значительна.

К югу от широты оз.Балхаш и западнее в Джезказган-Чу-Сары-суйском, Северо-Тяньшанском, Чу-Илийском, Западно-Приоалхашсхом, Южно-Джунгарском районах морские отложения отсутствуют, заменяясь грабеновыми грубообломочными красноцветами, местами огромной мощности. В Северном Тянь-Шане в грабенах широко развиты базальты повышенной щелочности (басулытауская свита), местами - риоли-ты (ерназарская свита).

С тыловой областью Казахстанской системы сопряжена тыловая не область Таньшанского сегмента Урало-Тяньшанской геосинклинальной системы; ею образована Болыдекаратауско-Срединно-Тяныпанская мегазона. В Большом Каратау фаменские отложения образованы мощным рифтогенным существенно карбонатным комплексом. С ними связаны известные полиметаллические месторождения. Таковы же фаменские отложения Срединного Тянь-Шаня, а также Кураминского района.

В Иртышско-Алтайской геосинклинальной системе от Калба-Чин-гизского разлома к востоку фамен представлен комплексом вулканических пород андезитобазальтового состава и кремнисто-туфо-терригенными отложениями значительной мощности (Жерминская, Тер-сайрыкская, Кокпектанская зоны). В Чарской зоне предполагается существование фамена только в риф^овых фацилх.

В Калба-Нарынской и Иртышской зонах к фаменским отложениям относится средняя часть такырской серии кремнисто-углеродисто-сланцевых отложений. Фамен такырской серии отделяется Иртышской зоной смятия от фамена Рудного Алтая, в котором он представлен вулканогенным авдезит-риолитовым комплексом снегиревской и гшх-товской свит. Сейчас к фамену отнесены также базальные ибрахио-подовые слои тарханской свиты, ранее рассматривавшиеся в составе нижнего турне.

Нижний карбон. Турнейский ярус - нижневизейский подьярус .

Переход от фаменских отложений к нижнекарбоновым в Центральном Казахстане, как правило, постепенный, определяемый по морской фауна брахиопод. фораиинифер, конодонтов; отсутствует ощутимый событийный рубеж (си.табл.1).

Выделение стратиграфического подразделения данного диапазона связано с формационным единством отложений; верхняя граница определяется началом паралического угленакопления. По биостратиграфическому расчленению выделяются региональные горизонты.

Нижнетурнейский подъярус - кассинский горизонт - зоны В1срЬа-ега та1еткепз18 - ЕгХопсЦа Шп1гш ; ЫезорИса казз±п1. Верхнетурнейский подъярус - русаковский горизонт - зоны 1а1;1-епйо^уха 1;игкеБгап1оа - СЬегпувЫпеНа glomiformis¡ Каг£1па1;1а ЪигИдц^опепа1в . Нижневизейский подъярус - иаимский горизонт - ЗОНЫ Еоепс1о1;11уга11орз1з ш1сЬох1; В1с^уос1сз'1;иа deгuptus. В ряде районов Северного Казахстана, Западного Прибалхашья тур-ней -кие мелководные карбонатные и терригенные отложения ложатся на древние образования, а в Чу-Сарысуйском, Кирги з ско-Алата-уском районах т^рнейские отложения представлены морскими фациями, сменяющими красноцветы фамена.

В Дкунгаро-Балхашском прогибе турнейско-рашевизейскке отложения образуют верхнюю часть кремнисто-сланцевой толщи тастау-ской серии. В Саякском прогибе, осевой части Северо-Балхашского антиклинория развиты преимущественно туфо-терригенные морские отложения, непрерывно сменяющие фаменские. За начало турнейско-го яруса принимаются.атыжокские слои. В Калмакэмельской и Коты-расанской зонах нижний турне-кассинский горизонт представлен преимущественно вулканитами базальт-дацит-риолитового состава с пачками осадочных пород с морской фауной. В верхнем турне и низах визе преобладают морские осадочные терригенные отложения с непостоянной долей вулканитов [ 1,13,14,191. Вулканические образования получили о.чень широкое развитие в Южной Дкунгарии и Северном Тянь-Шане. В первом районе это яуантобинская серия, а в хребтах Заилийский Алатау, Кетмень, Кунгей Алатау - кетмен-ская серия, подразделяемая на торайгырскую, чарынскую и кызыл-кыркинскую свиты. Обе серии сложены мощными комплексами наземных вулканических пород преимущественно дацит-риолитового состава .

К северу и западу от Северо-Прибалхашского островного вулканического попса турнейско-нижнерашевизейские образования представлены туфогенно-терригенными отложениями. Рифтовые зоны, унаследованные от фамена (Успенская, Спасская и т.п.), теряют свою выразительность, хотя пестами и сохраняется накопление иловых глубоководных отложений, но в основном формируются песчано-алев-роллт-известняковые мелководные толщи. Севернее Спасской зоны, в Чингиз-Тарбагатай ском районе, Тенкзской, Дкезказганской впадинах, на Сарыиу-Тенизском водоразделе накапливались карбонатные отложения в сочетании с терригенными, мощностью 200-500 м, но в остаточных рифтовых прогибах Счрысу-Тениза - до 900-1500 м.

. В Тяньшанском сегменте Урало-Таныванской геосинклинали в тыловой - Большекаратауско-Нарынской (Срединно-Тяньшанской) зоне отложения турнейского яруса очень близки соседствующим с ними Казахстанским. В Большом Каратау продолжают сохраняться риф-товые прогибы с мощным преимущественно карбонатным осадконакоп-лением.

Нижне-средневизейские подь ярусы (верхняя часть гаиимского -нижняя часть яговкинского горизонтов)

Для большей восточной части Центрального Казахстана, в Чин-гиз-Тарбагатайском регионе, Западном Прибалхашье, Чу-Сарысуй-ской впадине, Джунгарии характерны угленосные отложения парали-ческого тмпа. К гам относятся аккудукская и ашлярикская свиты до пласта в^, кемельбекская свита в Северном Прибалхашье, кара-сайская свита Южной Джунгарии. Не исключено, что к этому возрастному уровню относятся породы наземной вулканогенно-осадоч-ной толщи верхов кетменской серии Заилийского Алатау и хр.Кетмень. В западной части Центрального Казахстана - в Приишиыье, Тенизской, Джезказганской впадинах, Сарысу-Тенизе и в Малом Каратау угленосные отложения сменяются карбонатно-терригенными. Отложения содержат богатый комплекс мйрской фауны, послужинпей палеонтологическим обоснованием выделения региональных ишимского и яговкинского горизонтов.

В Северной Джунгарии ранне-среднепизейские отложения этого диапазона теряются в мощной непрерывной алевролито-кремнистой толще, наращивающей тастаускую серию.

В Иртшско-Алтайском регионе к возрастным аналогам кемель-бекской свита относятся верхи терсайрыкской и коконьской свит.

Верхняя часть средневизейского подъяруса - нижнесерпу-ховский подъярус (яговкинский. дальненский горизонты, нижнебелеутинский подгоризонт)

Отложения этого стратиграфического диапазона в вулканических поясах Северного Прибалхашья, Южной Джунгарии, Кетыенско-Кунгейсксм районе, как правило, имеют четкие верхнюю и нижнюю границы. В западной части Центрального Казахстана выделяются яговкинский, дальненский горизонты и нижнебелеутинский подгоризонт. Ягивкинский горизонт - средний визе - зона РгорегтосИвсиз кгеа-ЬоупИсот! - АиагоЬав<11веи8 рг1гааеуиа, Оуа1;1а ^авоу!с1п±. Дальненскил горизонт • верхний визе - зоны йн^ЬугапораАв сгав-аа , РиеШз ридШо . Нижнебелеутанский подгоризонт -

иижнессрпухсвский - низы верхнесерпухоЕского подъярусов - зоны ЬоеЪ1:*оМа шХпша - Кеоагс1ше<Наоиз ропгиа , Ьа'ИргосЬю'кив ес1еГЬш:сепЕ1э.

В вулканическом поясе выделяются свиты: наркаралинская (Сев. Прибалхашье), алтынэмельская (Южн.Дкунгария), кунгейская и кулук-тауокая (хр.Кетмень и Заилийский Алатау).

Каркаралинск&я свита сложена континентальными вулканическими породами базальт-авдезит-дацит-риолитовой серии близкой известково-натровой; вулканиты чередуются с песчано-конгломерат-углистыми отложениями; в Калыакэмельской зоне каркаралинская свита залегает согласно на кемельбекской, в других местах - с размывом на разновозрастных толщах [ 3,4,16,19,29 ].

Алтынэмельская свита сходна по составу с каркаралинской свитой. Возраст обеих определяется по флористическим остаткам.

Кунгейская и кулуктауская свиты представлены чередующимися пачками вулканических пород базальтового и риолитового состава и карбонатно-терригенных морских отложений. В Саякском морском прогибе, сопряженном с вулканическим поясом, одновозрастные отложения представлены алабинской свитой серых полимиктовых песчаников с прослоями гравелитов и известняков с фауной брахиопод от среднего визе - в основании, до серпуховского яруса - в верхней половине; растительные остатки того же комплекса, что и в каркаралинской свите.

В угленосном Карагандинском бассейне существует несколько вариантов межзональной корреляции. С нашей точки зрения основание каркаралинской свиты сопоставимо не с подошвой карагандинской свиты, а с пластом а^ ашлирикской свиты, начиная с которого в составе флористического комплекса появляются мезокалами-ты, не встречающиеся ниже каркаралинской свиты. В карагандинской свите до пласта Ку присутствует комплекс флоры каркаралин-ского типа; начиная с пласта появляются каламиты в. сочетании с раннекаменноугольной флорой, что характерно уже для следующего стратоуровня - верхнебелеутинекого подгоризонта. Фауна брахиопод в нижнекарагандинской подсвите свидетельствует о серпуховском возрасте отложений. Пелециподы, с точки зрения О.А.Бе-тохтиной, отвечаш среднему карбону.

В западной части Центрального Казахстана, а тачже в Чуй-ском районе и Малом Каратау, средневизейский-серпуховский подъ-ярусы представлены толщей мелководных кгрбонатно-терригенних

отложений. Богатство ископаемой фауны, непрерывность разрезов позволили выделить стратотипы региональных горизонтов: яговкин-ского, дальненского и белеутинского.

В Центральной Джунгарии - в Бороталинском прогибе средневи-зейско-нижнесерпуховские отложения выделяются как нижняя часть аясусской свиты.

В Северной Джунгарии средневизейские-шжнесерпуховские отложения - жабыкская свита, выделяются достаточно определенно, и хотя в основе свой! представлены такой же, как и нижележащая тас-тауская свита, аспидной кремнисто-углеродисто-глинисто-песчаной формацией, в ней появляются аллохтонные грубообломочные отложения.

В Иртшско-Алтайской reo синклинальной системе выделяется Терсайрык-Северосаурская зона с мощными андезит-базальтовыми вулканитами, вулкано-терригенными и кремнистыми отложениями (си-ректасская, аркалы::ская свиты). В Нерминской зоне к этому стратиграфическому уровню относится мощная толща (до 4500 м) вулка-но-терригенных и кремнисто-сланцевых отложений.

Мы считаем, что песчаниковая толща, так называемая "эр'бе-кейская свита", вписываемая по гониатитам в рамки серпуховского яруса и параллелизуемая с белеутинским горизонтом, своей первой половиной возможно относится к выделяемому нами визе - нижнесерпуховскому подьярусу.

В Чаткало-Кураминском районе нижнесерпуховский подълрус выделяется в кельтимашатский горизонт, к которому относится нижняя часть свиты уя.

Верхняя часть серпуховского яруса - нижняя часть нижнебашкирского подьяруса (верхнебелеутинский подгоризонт)

Началу формирования этого стратиграфического подразделения предшествовала главная фаза саурского тектогенеза. Наиболее ярко несогласие выражено в вулканических поясах Северного Прибалхашья и Жарма-Саурского района, где проявились складчатость и внедрение синорогенных интрузий I 3,4,13,16,19,26]..

В тилових областях, "в Тастауском палеоокеаническом и мед-дуговых Саякском, Бороталинском, Кетмекском и Кокпектинском прогибах эта граница определяется в основном по косвенным признакам - регрессивному типу отложений, базальным конгломератам, палеонтологическим остаткам. Наиболее полную палеонтологическую характеристику этот подгоризонт получил в стратотипическом раз-

резе по руч.Белеуты на западе Джезказганской впадины. Существенным дополнением служат палеонтологические материалы по вулканическим разрезам Северного Прибалхашья и морским отложениям Салкского прогиба. В Белеутинском карбонатно-терригенном разрезе в основании верхнебелеутинского подгоризонта встречены фора-миниферы краснополянского - сеславинского горизонтов (МарфеЯкова, 1985), т.е. зоны Reticulocerae ; брахиоподы представлены серпуховскими формами, хотя появляется Spirirer bieulcatuo, обычный для зоны Re-fcicuiooerae . Флористический комплекс определяется появлением каламитов. Конодонты же по мнению Т.Н.Воронцовой указывают на зону iiamoceras . Наиболее ярким представителем этого стратиграфического уровня является калнакэмель-ская свита Северо-Прибалхашского сегмента вулканического пояса. Свита сложена обычно эффузивами андезитового и андеэитодацитово-го состава; местами с шми сочетаются дацитовые и риолитовые вулканиты (Калмакэмельская грабенсинклиналь).

В морской терригенной толще бурултасской свиты Саякского синклинория брахиоподы пока не встречены выше середины толщи, где они не моложе серпуховских. Многочисленные растительные остатки, как и в калмакэмельской свите, представлены преимущественно каламитами. Таким образом, по ископаемой флоре отложения верхнебелеутинского подгоризонта идентичны по возрасту бурултасской свите Саякского прогиба.'

В Карагандинском бассейне верхнебелеутинскому подгоризон-ту принадлежит интервал разреза, охарактеризованный каламитами -от пласта К? карагандинской свиты до пласта Tg тентекской свиты, начиная с которого в растительном комплексе появляются элементы мазуровской (керегетасской) флоры. В Тенизской впадине мы считали необходимым включение в систецу верхнебелеутинского подгоризонта и сероцветной части кирейской свиты, а в Джезказганской и Чу-Сарысуйской впадинах - таковых в таскудукской свите. В Чуйекой впадине нижняя граница этого уровня условно проводится в основании наземной пестроцветной толщи, постепенно сменившей морские отложения нижнесерпуховского подъяруса. Возможно верхняя часть толщи относится к таскудукской свите. В Текесской зоне отложения конца серпуховского яруса то постепенно наращивают разрез, то залегают с небольшим размывом. Они представлены прибрежно-дельтовыми отложениями с известняками, содержащими Spi-

rifer bieulcetus Sow., Clobivelrulina moBqueneiB Reitl. (ТЮП-

екая свита - низы). Предположительно к возрастным аналогам кал-макэмельской и бурултасской свит относится далашикская свита За-илийского Алатау.

Для нас остается неясным существование и Илийском сегменте вулканического пояса Южной Джунгарии возрастных аналогов калмак-омельской свити, которые здесь выделены как батпакская свита; представляется, что в Южной Ддунгарии и Северном Тянь-Шане отсутствуют отложения этого возраста.

В Центральной Дкунгарии в Бороталинском синклинории отложения зерхнесерпуховского подьяруса, переходящие в низы среднего карбона, практически теряются в однообразной терригенной морской шссусской свите. Вместе с тем, в восточной части синклинория в сандыктасской свите, выражающей здесь более молодой тастыкудук-ский горизонт, в нижних частях терригенно-карбонатной толщи встречаются брахиоподы из зоны Heticuloceraa , в том числе Spiri-fer Msulcatus Sew.

В Тастауской зоне Северной Джунгарии в непрерывном разрезе каменноугольных кремнисто-углеродисто-алевролитовых отложений условно обозначается верхнесерпуховско-нижнебапкирский диапазон • (жабыкская свита).

В Иртышско-Алтайской геосинклинальной системе выделяются комплексы осадочных и вулканогенных'пород, во многом сходные с Северо-Прибалхашскими.• Полным возрастным аналогом вулканогенной калмапэмельской свиты Северного Прибалхашья здесь является кен-сайская свита в хр.Саур, сложенная андезитовыми вулканитами.

Северо-восточнее Жарма-Саурской зоны в Кокпектинском прогибе, судя по находке Spirlfer Msulcatus , к аналогам верхнебеле-утинского подгоризонта мы относим верхнюю часть сероцветной песчаниковой эрбикейской свиты. В то же время не исключено, что низы кокпектинской и о'уконьской свит относятся к этому подгоризон-ту. Трудность установления искомых возрастных уровней обусловлена согласным залеганием, терригенных толщ огромной мощности.

В Чаткало-Кураминском районе (хр.Каржантау) с уровнем верх-неб елеутинского горизонта можно аопоставить верхнюю часть гор. "б" и "в" свиты уя (сеславинский горизонт).

Нижнебашкирский подъярус - нижнемосковский подьярус -

тастыкудукский горизонт

Тастыкудукский горизонт начинает последовательную серию региональных горизонтов, выделенных нами в 1985 году для среднего

карбона - перми I 3,4,28,291. Сфера распространения горизонта -Казахстанская и Иртышско-Алтайская складчатые системы.

Стратотип тастыкудукского горизонта - тастыкудукская свита Саянского синклинория сложена мощным комплексом морских туфо-терригенно-известняковых отложений. Палеонтологические остатки содержатся по всему разрезу свиты.

Возраст тастыкудукского горизонта основан преимущественно на брахиоподах и фораминиферах. Нижняя часть тастыкудукского горизонта с Pseudostefrella entiqua , P.praegorstyi скорее всего отвечает бассунгинскому горизонту (верхняя часть нижнебашкирского подъяруса), выделенному Ы.М.Марфенковой в Большом Каратау. Верхнюю треть тастыкудукской свиты, содержащую фораминиферы Peeudoendothyra afX. etruvei , HooarchaediBcue gregoril , Ы.М.Марфенкова считает нижнемосковской. Брахиоподовая фауна, с точки зрения С.Н.Насикановой, охватывает диапазон от верхнебашкирского подъяруса— Balafchonia lnelnuata Girty-Wangenoconcha narytchevae (Bert.) до низов московского включительно-Buxtonie. kalltvaeneis Lieh., Dlotyoclostue donetzlanue ( Iioh.),Choria-titea friteohl (Schellir.) . В.Г.Ганелин и Г.В.Котляр относят тастыкудукские брахиоподи к средней-верхней части магерского -низам ольчинского надгоризонтов 25,28,29 .

Морская фауна в одно возрастных отложениях Центральной Джунгарии (саадыктасская свита), Тастаусной зоны Северной Джунгарии (кенесская свита) идентична фауне Саякского синклинория.

Комплекс растительных остатков тастыкудукского горизонта достаточно выразителен, что позволяет коррелировать морские и континентальные отложения различного формационного типа. В этом комплексе доминируют древние руфлории: Eullorla titeodorli , R. suban^ueta и ¡сордаиты типа Cordalte в prlncipalie , а также многочисленные каламиты и мелкоперыиковые папоротники типа Sphenopterle , ParegondwanldiuB eiMLricun. С тастыкудукской свитой парагенетически тесно связана континентальная керегетасская свита, содержащая однотипный, но более богатый флористический комплекс, который мы именуем как керегетасский. В керегетасской флоре сочетаются еврамерийские и ангарские растения с преобладанием последних (мазуровских).

Керегетасская свита является одним из главных латеральных звеньев тастыкудукского горизонта, входя в состав краевого вулканического пояса. Сложена свита риолитовыми и дацигошми вулка-

нитаыи с осадочными породили. В Тарбагатайско-Причингизской части вулканического пояса одновозрастные образования представлены преимущественно андезитовыми вулканитами и названы знаменской свитой. Очень важным является присутствие в нижней трети разреза пачки осадочных пород с морской фауной тастыкудукского горизонта, перечисленной вше.

В южной - Илийской части вулканического пояса условно одно-возрастной керегетасской свите считается андезитовая дегерес-ская свита, не имеющая достаточного палеонтологического обоснования.

В Карагандинском угольном бассейне к тастыкудукскому горизонту нами отнесены тентекскал (с пласта Tg) и шаханская свиты, в Экибастуэском бассейне - акбидаикскал. 1итодогически основание тастыкудукского горизонта определяется появлением пласта Tg конгломератов и общим огрублением отложений, палеонтологически - появлением в растительном комплексе Paracelamites sp., Angax-ldlun potaninii (Sohn.) Zal., Odontopterls ep., Artieia aproxímate ( Brongn ) Corda, Dlcranophyllua op., позволяющим рассматривать эту ассоциацию одновозрастной керегетасскому и мазуровско-му флористическим комплексам. В тентекско-шаханскпх отложениях содержатся многочисленные филлоподы, остракоды, остатки рыб, спо-ровопыльцевые комплексы.

В Тенизской впадине к тентекскочпаханскому - керегетасскому стратоуровню тастыкудукского горизонта мы огносим только верхнюю - красноцветно-пестроцветную часть кирейской свиты.

В Джезказганской впадине к тастыкудукскому горизонту предположительно относятся нами только красноцветно-пестроцветная верхняя часть таскудукской свиты.

В Малом Каратау в тастыкудукский горизонт входит кызылка-натская свита, литологически близкая таскудукской свите, но содержащая известняки с фораминиферами, близкими по возрасту перх-небашкирскиы тастыкудукскиы. От Малого Каратау через Киргизский хр. по Северному Тянь-Шаню к Китаю протягивается зона морских терригенно-карбонатных отложений. Е Тюпской впадине к тастыкудукскому горизонту относятся верхняя часть тюпской свиты (начиная с появления Pseudortafíella ontiqua ) и вся чааркуду:сскап пестроцсетная свита с фауной раннебашкчрских брахиопод и фэра-минифср, свидетельствующих, что в морских фациях здесь присутствует только нижняя часть тастыкудукского горизонта. Бассейны

морского осадкообразования Малокаратауско-Северо-Тяныпанского района тесно связаны с Каратау-Таласским и далее - Нарынским районами Срединного Тянь-Шаня. Морские отложения не поднимаются выше нижней части тастьпсудукского горизонта в пределах зоны Peeudoetaffella antiqua - C&risti-tes Msulcatifoimie . В Угам-ском и Пскемском хребтах этой зоне соответствует узунбулакский горизонт, в непрерывном разрезе сменяющий сеславинский — аналога верхнебелеутинского подгоризонта. В Большом Каратау М.М. Марфенковой на уровне узунбулакского горизонта ваделен бас-сун-гинский горизонт. Большая верхняя часть возрастных аналогов тас-тыкудукского горизонта представлена в наземных или прибрежно-морских литофациях большой мощности. Пока только в Угамском районе выделяются позднебашкирские отложешя - верхнеугамская свита, в которой 3.С.Румянцевой найдены редкие позднебашкирские фораминиферы.

В Бельтау-Кураминскоы вулканическом поясе с уровнем тасш-кудукского горизонта сопоставляются горизонте "г" и "д" свиты уя и мынбулакская вулканическая свита.

В Жарма-Саурской зоне Иртьшско-Алтайской reoсинклинальной системы в тастыкудукский горизонт включены кайгенбулакская и саркольская вулканические свиты. Толща аидезитовых вулканитов с прослоями морских отложений, содержащих фауну брахиопод тасты-кудукского горизонта, выходит на северном склоне Восточного Тар-багатая. Широкое развитие в Иртыл-Зайсанском регионе имеют тер-ригенные сероцветные морские отложения тастыкудукского горизонта к востоку-северо-востоку от Жарма-Саурской вулканической зоны. Это кокпектинская свита, прослеживаемая от гор Сарыжал на севере через пос.Кокпекты к г.Чакельмес на берегу оэ.Зайсан, и тау-бинская свита Калба-Нарынской зоны. В эту группу следует включить и буконьскую свиту, в составе которой значительную долю составляют наземные отложения. По последним данным брахиоподц из отложений кокпектииской зоны относятся к тастыкудукскому горизонту в полном его объеме. К тому же возрастному уровню принадлежит таубинская свита, охарактеризованная гониатитами. Флористический комплекс в среднекаменноугольных отложениях Зайсан-Иртапского и Тарбагатайского районов относится уже полностью к ангарской области и сопоставляется с маэуровским комплексом. Возрастная корреляция его с керегетасскии флористическим комплексом основывается на общности ряда растений и подтверждается мор-

ско:1 фауной.

В Павлодарском Прииртыэье аналогам буконьской сбиты мы считаем отложения семиярсяой и бескараггЛ-ской свит. В Ккно-Тяньшан-ской геосннклинальной системе широко радзита разрс-зы чремнисто-глинисто-углеродисто-карбонатных отлояенкЗ конденсированного типа в сочетании с горизонтами грубооблажгшого материала (газекая, догдульскал, калиаксуйская, багаульдинсаая„ чимкурганская свиты). В ряде мест они сочетаются с подводными дзеияниями базальтов. В Кокшаальском районе развита преимущественно карбонатно-терриген-гта отложения.

Б Зауральской 'часта Уральско-Южш-Тяныяанской геосинклиналь-«оЗ сиси^гд западнее Убоганской зоны., 53 яоторой сохраняются пест-роцветные наземные отложения типа .кире&ской свиты, в Боровской зоне башкирско-нижиемосковские отложения представлены назеь'ными и морскими (в Курганоком Зауралье) вулканогенно-терригенными отложениями - красноцветными песчаниками, аргиллитами с прослоями грубообломочных вулканитов. В Валерьяновской зоне, наряду с из-вестиово-песчаниковыми отложениями, -образующими нижнюю часть разреза, местами (Качкарско-Давыдовское ¡рудное поле) большое развитие приобретают андезитояые и баэадьто-оые вулканические породы.

Мы сопоставляем тастыкуду,кскнй ¡горизонт со следующими региональными горизонтами: X) «еверо,кеяьтмонским - верейским Русской платформы; 2) мазуровским Кузбасса; 3) верхней половиной магарс-кого - нижней части ольчинского Северо-Востока СССР; 4) узунбулак-ским - кокчинским Восточного Узбекистана.

Средний карбон, московский ярус - верхний карбон -

колдарский горизонт

Колдарский горизонт выделен нами в 1585 г. и включает одно-возрастные морские и континентальные отложения Центрального Казахстана и Джунгарии. Необходимость выделения подобного координирующего подразделения заставляет коыплексировать данные по морским и континентальным разрезам, дополняющим и взаимно уточняющим нсторико-геологическую и возрастную определенность( 3,4,16, 25,28,29].

Стратотипом колдарского горизонта является разрез континентальной колдарской свиты гор Колдар на востоке Северо-Прибалхаш-ской части вулканического пояса.

Колдарская свита сложена преимущественно туфогенно-осадоч-ными породами с покровами и пачками вулканитов риолитового, реже

дацитоБого состава. Растительные остатки в стратотипическом и парасаратотипическом разрезах (р.Сарыозек) определяют состав кол-дэрского флористического комплекса, в котором присутствуют только голосеменные растения с преобладанием кордаитовых. Колдарская флора характеризуется значительным разнообразием видового состава: Paracalamltes similis ( Schmal.) Zal., P. írigidus Keub ., Calamites gigae Brongn. ; Ruflorla ci. derzavinii ( ЫеиЪ. ) S.M«y6n» хвойные, заммиоптерисы, крассинервим и др.

В Саяксхом морском бассейне отложения, одновоэрастные кол-дарской свите, названы кунгисаякской свитой. Опорные разрезы этсй спиты имеются в Саякском синклинории и в Итмуруединском ан-тиклинории. В Центральной и Южной Джунгарии одновозрасткые отложения именуются жаманбулакской свитой. Кунгисаякская свита образована мощной толщей песчано-конгломератовых пород, переходящих вверх по разрезу в более мелкозернистые отложения, почти лишенные известковистого материала. Встречаются прослои и пачки туф-фитов.

В Кунгисаякской свите морская фауна встречена в верхней части разреза. Брахиоподы кунгисаякской свиты представляют собой угнетенный и обедненный тастыкудукский комплекс. Наиболее распространены: Orthotetee ex gr. regularla ( Waag. ) , Linopro-duotus ex gr. oora ( Orb.), Buxtonla araucarltlca Idch., Die -tyoolostus ex gr. donetzienuB ( Uch. ), крупные Brachythyri-na вр.мелкие хонетиды. Брахиоподы по мнению Г.В.Котляр и В.Г.Га-нелине близки формам средней части ольчинского надгоризонта. 06-напужен гониатит Diaboloceraa naumeri i встречены местами многочисленные пелециподы, относимые В.А.Муромцевой к верхам среднего карбона.

Флора кунгисаякской свиты характеризуется увеличением роли еврамерийских растений - Paracalamltes deooratus. Calamites gigae, Valohiaetrobua, Cordaltes singularle , наряду с которыми многочисленны Rufloria cf. derzavinii, Temlopteris.Cras-sinervia , Angaropteridium и другие представители ангар-

ской флоры. Вместе с тем, флора кунгисаякской и колдарской свит относится к одному фитоитратиграфическому горизонту.

В Ккной и Центральной Дкунгарии к колдарскому горизонту относится жаманбулакская свита, сложенная конгломератами, песчани-гоми, туф(}итами, алевролитами, редко - известняками. Здесь имеется несколько горизонтов с фауной фораминифер, брахиоиод, пеле-1'ипод, мшанок; встречены гониати;, конодонты. Продукции»' сод?.--

жат много общих видов с Саякскими; широко представлены хористи-ты. О.Н.Насиканова брахиоподы относит к московскому ярусу не выше подольского горизонта. Присутствие многочисленных хориститов, аналогичных сообществам Урала и Русской платформы, по мнению В.Г. Ганелина свидетельствует о московском возрасте комплекса. Фора-миниферы ( Нет1*иаи11па Ьоок1 ) по мнению В.Я.Жайминой указывают на мячковский горизонт для верхней части свиты. Флористический комплекс в жаыанбулакской свите еврамерийский и представлен каламитами, хвойными, кордалтами того же возрастного уровня, что и кунгисаякско-колдарская флора.

На основании имеющегося материала можно с уверенностью говорить о важном событийной рубеже между тастыкудукским и колдар-ским горизонтами с внедрением гранитоидов в вулканическом поясе. В структурах с устойчивым прогибанием несогласие ослабевает и исчезает, и начало отложения колдарского горизонта определяется по появлению конгломератов, смене морского режима континентальных (Зайсан-Иртышский регион). Сочетание богатого комплекса ископаемой флоры с морской фауной приводит к непривычному заключению о раннемосковском возрасте алыкаевской и промежуточной флоры. Несмотря на, казалось бы, бесспорность этой "билингвы", при анализе фактов частного и общего характера всплывают многочисленные противоречия такому выводу. Вряд ли обедненный брахи-оподовый тастыкудукский комплекс может служить надежной оценкой возраста кунгисаякских отложений. Совершенно нетипично появление гониатита из зоны Ах1по1оЬир в верхней часта кунгисаякскоЛ свиты при наличии такой же зоны в нижележащей - тастыкудукской свите. Более весомому, казалось бы, определению возраста жаман-булакской свиты, где установлена последовательность двух фора-миниферовых зон раннемосковского подьяруса, противоречит присутствие гониатитов Ооп1о1оЬооегаа ер., которые по заключению М.Ф.Богословской указывают на верхи московского яруса, а скорее - на низы верхнего карбона. Конодонты, хотя и единичны:М1-ойпа1Ьо<1ив ро<1о1як1епв1я Наг. , З^ер^фШ-ЬпсЛиа сапсеНовив ¥иппе1 , по определению И.А.Барскова, свидетельствуют о нижней части верхнего карбона. Таким образом, аргументация возраста по морской фауне противоречива и пока не может служить утверждением принадлежности отложений колдарского горизонта к нижнемосковскому подъярусу. Мы считаем, что даже по имеющимся определениям различных групп фауны достаточно явно проступают элементы верх-

него карбона. Наша точка зрелая о позднекаменноугольном возрасте большей части колдарского горизонта подкрепляется сведениям;! по Синьцзяну, где отложения жаманбулакскоЯ свиты целиком отнесена я верхнему карбону в морских фациях»

Учитывая все разнообразие- фактов, t&i принимаем пока вариант стратиграфического уровня колдарского горизонта - московский ярус (вше верейского горизонта) - верхний карбон; не исключены и шзы перми (по флоре).

В пределах Казахстанской геосинклинальной системы и ее окружения к колдарскому горизонту отнесены следующие стратиграфические подразделения:

В Тастауской зона Северной Джунгариу - буламбайская свита, контрастно сочетающая в себе глубоководные углеродисто-сланцево-кремнистые отложения с аллох*оннши грубообломочными общей мощностью до 800 м. В Саякском, Катанбулакскоы синклинориях и Итмурун-динском антиклинории, в Центральной и Южной Джунгарии кунгисаяк-ская и жаманбулакская свиты сложены прибрежно-морскими флишево-молассовыми сероцветно-пестроцветными отложениями в нижних частях разреза обычно с конгломератами. В Северо-Прибалхашском вулканическом поясе выделена колдарская свита - вулканогенная и вуд-каногенно-осадочная с характерными вулканитами риолитового состава и нередко грубообломочнши породами в основании. В Южной Дкунгарии и хр.Кетмень возрастным и литологическим аналогом кол-дарской свиты является кугалинская свита.

В обширных тыловых прогибах западной части Центрального Казахстана - Тенизском, Дкезказганском, Чу-Сарысуйскоы, колдарский горизонт представлен толщами синорогенных красноцветных и пестро-цветных континентальных, местадо соленосных лагунных отложений (владимирская свита, возможно, нижняя часть арчалинской свиты, джезказганская и диделисайская свиты, верхняя часть кызылканат-ской свиты в Малом Каратау). В грабенах по северному борту Киргизского Алатау условно в колдарский горизонт включены верхние части Красноцветной мод&ссовой каракистакской свиты, а в восточном погружении Киргизского Алатау - в Шамсинсхом прогибе, верхние части ортокской свиты с углями и базальтами. В Текесском районе - в Тюпском прогибе, морская чааркудукская свита тастыкудук-ского горизонта сменяется регрессивной серией красноцветных гру-Оооблоыочных пород, большую часть которой мы относим к колдарскому горизонту.

В Иртыш-Алтайской геосинклинальной системе к колдарскому го-

ркзокту отнесены в хр.Саур акаисайская и кендерлыкская свиты. Свиты слслепи песчаникам! „ углязлт, пелециподовымя известняками с го-р'Л30!ггтя туфов и лав андезито-базальтового и дацитового состава. О.А.БетехтиноВ (1979 г.) пелециподы в ниянекендерлыкской подсви-те отнэсекы и верхнему карбону, в верхней - к нижней перми. Перекрыта кендерлыксиаи свита карвунгурской, содержащей типично верх-небалахонский комплекс фяорн Еызелегсащего регионального горизонта. В Западио-Калбннсяой зоне к колдарскому горизонту отнесена на-зеьз'ля 1-*айтюбинская серия, образованная пестроцветной и еероцвет-иой свитами. Пестроцветная сложена осадочными породами от конгло-ыератов до аргиллитов с характерная! горизонтам пелециподовых известняков. В сероцветной сеитэ ИЛ.Радченко определены растительные остатки алыкаевского типа, аналогичные так опт в акансай-ской сгште. В Павлодарском Прииртстье с долей условности к колдарскому горизонту отнесены дюзакарагайекая, караг.удукская и щер~ бахтинская свиты.

В Урало-Тянызанской складчатой система определения возможных возрастных аналогов колдарского горизонта затруднено. Это связано н с различием фитогеографических провинций, и противоречивыми корреляциям спорово-пыльцевых комплексов и флоры с морской фауной. Сейчас мы придерживаемся следующей корреляции: с колдарским горизонтом сопоставляется в Бельтау-Кураминскои вулканическом поясе ахчинская, надакская и, возможно, сясайская свиты. В качества предложения мы считаем возможным поднять уровень акчинской свиты, рассматривая перекрываемые ею гранитоиды карамазарского комплекса аналогами актогайского-топарского комплекса Северо-Прибалхаш-ского вулканического пояса. Из базальной пачки надакской свиты определены фораминиферы, кораллы, водоросли, свидетельствующие о московском ярусе. В последней время между надакской и сясайской свитами ваделена вулханогенно-осадочная сарысиюнская свита, отнесенная уже к нижней перми. Что касается сопоставления оясайской риолитовой свиты о верхней частью коадарского горизонта, то это допущение связано с определенной близостью их растительных комплексов, состава вулканитов, нерезкостью рубежа в ее основании и несогласным перекрытием шурабсайской свитой, наиболее близкой по признакам выцележащему горизонту.

В зоне йкного Тянь-Шаня, начиная с московского яруса, наблюдается резкое увеличение грубообломочных отложений, представленных прибрежно-морскиии и наземными молассами большой мощности.

Грубообломочные толщи олистостромового типа обычно преобладают на западе (Букантау). К востоку грубообломочные породы в возрастающей мере сочетаются с тонкозернистыми глинисто-кремнистыми и карбонатными породами. Грубообломочные отложения являются синоро-генными, аллохтонными; глинисто-кремнисто-известковистые - глубоководными фациями отмирающего палеоокеанического прогиба (фа-рищская, курпинская, токтатауская свиты), сурметашская серия (му-янкольская, алькаринская, толубайская свиты).

В Зауралье в Боровской зоне к колдарскому горизонту следует относить красноцветную молассу, скорее ее нижнюю часть, допуская возможность присутствия выше и пермских отложений, аналогичных свитам Тенизского района. Красноцветные.молассы, сочетающиеся местами с андезитобазальтами, заполняют прогибы и в Валерьяновской зоне.

Нижняя пермь - кызылкиинский горизонт

Отложения кызылкиинского горизонта следуют после одной из важнейших тектонических фаз - саякской, завершающей развитее палеоокеанического бассейна и междуговых прогибов Казахстанской геосинклинальной системы. Кызылкиинский горизонт, в отличие от комбинированного наземно-морского колдарского, полностью выражен в континентальных фациях, за исключением Кеедерлыкского опресненного залива Синьцэянского моря. Стратотипом кызылкиинского горизонта является кызылкиинская свита восточной части Северо-фибал-хашского сегмента вулканического пояса. В стратотипическом разрезе на северном крыле Курайлинской мульда кызылкиинская свита сложена чередующимися покровами и пачками игниспумитов, лав, туфов трахидацитового, риолитового, андезитобазальтового состава мощностью до 2000 м, залегающих с размывом на колдарской свите. Вулканические породы переслаиваются с песчаниками, алевролитами, слоистыми туффитами. Перекрыта кызылкиинская свита кармысской свитой верхов нижней - низов верхней перми (4,5,11,16,19,20,291.

Кызылкиинский горизонт охарактеризован одноименным комплексом растительных остатков, названным К.З.Сальменовой эаммиопте-рисовойонцинновым. Комплекс флоры существенно ангарский, небольшую долю составляют уральские формы при отсутствии еврамерийских. Наиболее типичны следующие растения: Рагаса1шп±гео Гг1а1<1иа ЯеиЬ. , Ни11ог1а Йеггау1п11 ( ИеиЪ. ) Б. Меуеп, СогйаЛЛеа сопс.1п-пив ( Йааса.) 3. Меуеп , 1ат1рр1ег1в 1оп£1Го11а БсЬяей., Сгасе1пе-пг1а киа^вИапа (СЬасЫ. )и др. В верхах кызылкиинской свиты

встречены филлоподы Lioeatheria Schar., Pseude3tharia ait. brevis Schar, и палинокомплзкс нижней Перми. Кызылкиинский растительный комплекс сопоставляется с верхнебалахонсккм Кузбасса.

К кызылкиинекому горизонту в основной зоне Северо-Прибелхаш-ского сегмента вулканического пояса к западу от Баканасской впадины относится чубарайгырская свита вулканитов трахиандезит-тра-хидацит-трахириолитового состава. В новообразованной Причингиз-ской зоне выделяется актобинечая свита, сложенная мощной формацией трахиандезитбазальт-трахидац^т-трахириолитов. В актобинской свите около г.Куу собрана ископаемая флора кызылкиинского комплекса.

В замкнувшемся Саялском морском прогибе к кызылкиинекому горизонту отнесена ушколинская свита нискэцелочных существенно натровых андезитобазальтев, аьдезитов и дацитов, образующих единичные изолированные массивы на смятых и глубоко размытых породах кунгисаякской и более древних свит.

В Центральной Джунгарии на крайнем востоке Бороталинского синклиноркя в урочище Чулак с резким угловым несогласием на сан-дыктасской свите тастыкудукского горизонта лежит толща вулкага- • ческих пород, разделенная на каработинскую - риолитовую с конгломератами и андезитами в основании, черемховскую - андезитовую,• чулакскую - трахириолитовук свиты. Положение этих зф&гзивов вше саякского несогласия не вызывает сомнения.

В Илийском сегменте вулканического пояса (Южная Джунгария, Заилийский Алатау, хр.Кетмень) кызылкиинский горизонт, по нашему мнению, представлен бескайнарской свитой, сложенной в основном андезитами с подчиненными им трахириолитами, дацитами; местами значительную роль приобретают осадочные породы от конгломератов до углистых аргиллитов и известняков (ущелье Койбын). Включение в состав кызылкиинского горизонта жалгызагвшекой свиты, залегающей на бескайнарской, мы считаем неоправданным. В осадочных породах бескайнарской свиты содержатся растительные, остатки нижней перми.

В тыловых прогибах Тенизской, Джезказганско-Чу-Сарысуйской впадин и в Малом Каратау к отложениям кызылкиинского горизонта отнесены соответственно свиты: кайрактинская, нижняя часть кен-гирской и каракырская с соркольской. Все эти толщи близки гге ли-тологическому составу. Сложены они преимущественно сероцгетными слоистыми алевролитами, аргиллитами, мергелями, пелитоморфными-;-э»?естняками. В кенгирской, каракырской и саркольской свитах

Джезказганской впадины и более южных районах появляются доломиты, галит, ангидрит, гипс, родусит-асбест. Низняя граница свит, кроме кенгирской, согласная и проводится по отчетливой смене нажелеяа-щей красноцветной толщи сероцветами. Верхняя грашца онределяет-ся появлением новых красноцветов. В кайрактанской свиге ТениэскоЯ впадины флористические остатки многочисленны и не противоречат кызылкиинскому стратоуровию. Богатый спорово-пыльценой комплекс по заключению Л. Шпаликовой, 51Л'1.Стуколовой, А Л. Лопавиаой свидетельствует об артйнсво-жушпрскои возрасте отложений. Многочисленные остракоды и филлог.ода „&иутовой определены как никне-пермские. Остатки рыб, иа&деяныв Е.М .Смольяниноеой, по заключении Л.А.Казанцевой аналогичны остаткам рыб в караулгурской свите Кендерлыхской ыульды хр.Саур. В отложениях каракырской свиты растительные остатки аналогичны «омплексу в кайрактинской свите.

К юго-востоку от Чуйской впадины в Ортокском грабене осадочные породы сочетаются с трахибазальтами, трахиандвзитами, дацита-ии (ащиуольская свита).

В Иртышско-Алтайской геосинклинальной системе отложения, относимые к кызылкиинскому горизонту, сохранились в Павлодарском Прииртышье и в Кендерлыкском районе хр.Саур; условно к нему отнесены трахибазальт-риолитовые вулканиты даубайской свиты в Запад-но-Калбинской зоне. В Павлодарском Прииртышье в Киймолинской синклинали « кызылкиинскому горизонту отнесена "угленосная" свита, с размывом залегающая на аналогах майтюбинской овиты. В отложениях свиты определены раннепермские остракода; палинологический комплекс -по заключению Н Л .Стукаловой - раннепермский, близкий Приуральским. В Белогорско-Кемиртузском районе кызылкиинский горизонт включает кемиртузскую, белогорскую « жейнаминскув свиты. В аргиллитах жногочислены верхнебалахонокие пелециподы. Собранная в рааше ¡годы ¡ископаемая флора анпарокого типа состоит из представителей верзшебаяахонокого комплекса.

В хрХаур >в Кендерлыкокой « Джеменейской мульдах в кызылни-инский (горизонт включены караунгурская и кемпирская свиты. Кара-унгурская свита залегает согласно «а *кендерлыкской в Кендерлык-ской мульде и с несогласием в.Дкеменейской. Сложена кендерлык-ская свита однообразной толщей сероцветных песчаников с прослоями аргиллитов, пепловых туфов и горючих сланцев. В Дкеменейской мульде в разрезе свиты преобладают вулканиты андезитодацитового и риолитового состава. Кемпирская свита известна только в Кендер-лыкской цульде, где она согласно' сменяет караунгурскую. Свита об-

раэована тонко переслаивающимися аргиллитами, горючими сланцами, мергелями, доломитами. В отложениях караунгурской свиты содержатся остатки ганоидных рыб_. О.А.Еетехтиной определены пелсциподм нижней пеими. Остатки растений представлены крупнолистными верх-небалахонскими руфдориями и гамиоптерисами.

В Средне-Азиатском регионе - в Чаткало-Кураминском и Фергон ском районах ¡шделяются континентальные вулканогенные и прибрмя-но-морские вулканогенно-осадочные и осадочные толщи урорня кызнл-киикского горизонта. В Кураминской части вулканического пояса с 1С1М сопоставляем трахибазальт-андезитовую шураб^Дскую, трахиба-зальт-трахириолитовую равашскую свиты и предположительно одновоз--ра^тную им сарытайпанскую толщу, содержащую богатой комплекс растительных остатков артинско-кунгурского уровня. Необходимо обратить внимание на отмеченную всеми палеоботаниками близость сары-тайпанской флоры ангарской. Это может служить дополнительным аргументом для сопоставления сарытайпанского комплекса с кызылкиин-ским, который также фиксирует резкое расширение ареала ангарской флоры. В прибрежно-морских фациях шураб^йской свиш (манакальская свита) Кассанского грабена Ф.Р.Бенш определен комплекс форамини-фер нижней зоны сакмарского яруса.

В Зауралье в Валерьяновской и Убаганской зонах кыяылкиинско-му уровню может отвечать'часть верхней красноцветной молассы.

Верхняя часть нижней - низы верхней перми -

карй^сский горизонт

Кармысский горизонт наделен нами в 1985 г. в восточной части Северо-Прибалхашского вулканического пояса в объеме кармысской свиты. Основанием ввделения горизонта послужило четкое стратиграфическое положение кармысской свиты, сложенной преимущественно осадочными породами, содержащими богатый и выразительный комплекс: ископаемой флоры, на основании которой возрастной диапазон горизонта принимается как конец"ранней - начало поздней перми. В западной части Северо-Прибалхашского вулканического пояса между ка-зылкиинским и кармысским горизонтами устанавливается несогласие. Верхнее ограничение карыысского горизонта определяется сменой рио-литового вулканизма оазальтовымС 11,16,19,20,23,29].

Стратэтипом кармысского горизонта служит разрез кармысской свиты в Курайлинской мульде. Кармысская свита сложена слоистой толщей пестро- и яркоокрашенных туфо-осадочных пород с покровами трахириолитовых игниспумитов и туфов.

Стратотипический разрез содержит богатый набор ископаемнх

растений, образующих кармысский флористический комплекс. В составе комплекса, в отличие от кызылкиинского, заметную роль игравт уральские и более западные растения. В составе комплекса присутствуют: Paracalamitea tenuicoatafrue Neub., Ruflorla brevifo -lia ( Zal.) S. Mayen, Cordaitee coaolnnue ( Rados.) S. Mayen t miraannia? biarmlca Brongn., Petoheria oblonga Rados. и др. Состав кармысского комплекса позволяет провести корреляцию с ар-тинско- уф(шскими комплексами Приуралья и низами кольчугинской серии Кузбасса. К кармысскому горизонту на западе вулканического пояса относится караирекскал свита с мощными эксплозивно-лавовыми рколитами в нижней части разреза и трахириолитами вверху. В Южной Джунгарии, хр.Кетмень, Заилийскоы Алатау к кармысскому горизонту отнесена жалгызагашская свита. Жалгызагааская свита залегает с размывом на бескайнарской свите кызылкиинского горизонта; сложена светлыми сиренево-розовыми риолит-трахириодацитовыии игниспумитами, слоистыми туффитами, песчаниками, гравелитами. В Заилийско-Кетменском районе в вулканической толще помимо трахирио-литов присутствуют андезигобазальты. В хр.Кетмень существует синоним названия жалгызагашской свиты - есекартканская. В аалгыз-агашской свите собраны многочисленные позднепермскио растительные остатки.

В тыловых впадинах - Тенизской, Джезказганской, Чу-Сарысуй-ской граница межда кызылкиинскИм и кармысским горизонтами проходит внутри непрерывных разрезов и принимается по смене литологи-ческого типа пород. Палеонтологические остатки в кармысской части толщ подтверждают реальность такого возрастного разделения. В Тенизской впадине к кармысскому горизонту отнесена кийминская свита, отличающаяся от нижележащей сероцветной кайрактинской свиты появлением красноцветов. В отложениях кийминской свиты известны многочисленные остатки фауны, собраны фрагменты скелетов рептилий и земноводных, отнесенных И.А.Ефремовым к нижней перми; рыбы А.В.Хабаков считает позднепермскими; В.С.Заспеловой определены фмлоподы, характерные в основном для нижней перми. С.Б.Мамутовой определены остракоды, сопоставляемые с у(|иыско-каэанскими, ильинскими и ерунаковскими комплексами. Пелециподы из нижней половины кийминской свиты по А.К.Гусакову позволяют сопоставлять с уровнем кузнецкой свиты или уфимским ярусом Урала. Спорово-пыльце-вой комплекс по мнению НЛ.Стукаловой занимает промежуточное положение между кунгурским и соликамским комплексами. Растительные остатки многочислены, но комплекс мало отличается от кайрак-

тинского. В Джезказганской впадине с кармысским горизонтом мы сопоставляем верхнюю часть кенгирской сзиты, литологически близкую нижней ее половине. В Чу-Сарысуйской впадине и Налом Каратау к кармысскому горизонту относим верхнюю часть соркольской свиты; основание условно проводится по подошве карбонатного горизонта, в котором найдены зубы котилозавра. Выше известняков собрана флора, известная только в жалгызагашской свите Джунгарии. Спорово-пьшьцевой комплекс из верхов соркольской свиты позднепермский. В Иртшско-Алтайской геосинклинальной системе выделение интервалов, соответствующих отложениям кармысского горизонта, довольно условно. В хр.Саур к кармысскому горизонту отнесены кемпирская? и та-раншинская свиты. По заключению А.В.Хабакова остатки рыб указывают на раннепермский возраст отложений. Растительные остатки не противоречат отнесению отложений к нижней - началу верхней перш. Верхняя граница выражена размывом отложений тараншинской свита к несогласным перекрытием ее ыайшатской свитой.

В Павлодарском Прииртшье к кармысскому горизонту отнесена безугольная кемиртузская свита, содержащая пелециподы кузнецкой подсерии и реликтовые верхнебалахонские, крупнолистные кордаито-вые.

В Урало-Тяньшанской геосинклинальной системе определение образований, сопоставимых с кармысским горизонтом, очень затруднено. В достаточной мере условно можно коррелировать с кармысским горизонтом верхнюю половину равадской свиты и верхи сарытайпан-ской свиты по фяоре. Совместно с растениями встречены остатки ам-Зибий-дискозавров, по которым Д.П.Татаринов отложения отнес к концу ранней перми.

Верхняя пермь - бакалинский горизонт

Бакалинский горизонт выдолен в 1985 г. в объеме бакалинской свиты Баканасской впадины в Северо-Восточном Прибалхашье. Страто-типический разрез бакалинской свита в КураДлинской мульде. Бака-насская свита сложена мощной толщей базальтов, андезибазальтов нормальной и повышенной щелочности; среди базальтов покровы тра-хириолитов пачки пестроцветных песчаников, конгломератов, известняков .

Бакалинская свита содержит характерный комплекс ископаемой флоры, конхостраки и бедный спорово-пыльцевой комплекс. Бакалинский флористический комплекс назван К.З.Сальменовой сульцивно-кор-даитово-фшюдодермовым; в нем широко представлены сульцизные кср-

дш»ты: Cordaltee adlorl (Eadoz.) 3. Heyen, C. oleroii ( Zal.) S. Mayen, C. jalnax ( Corel.)8.Heyen, а также Phylladodeima типичные длн уфимско-казанских флор Урала. В целом бакалинский коми леке коррелируется с ерунаковской флорой Кузбасса. Конхостраки -Cyoleeterla mitchalliana Kovoj., Peeudeeteria cicatricoea (Novo,1 . ) и др. no заключению А.И .Новожилова относятся к татарскому ярусу. Нижняя граница Оакалинского горизонта определяется несогласным налеганием, изменением ареалов вулканизма, состава и чиров продуктов вулканизма. Верхняя граница не столь четкая, и для ее определения привлечены материалы по Южной Джунгарии, где слодующий горизонт - иалайсаринский содержит ископаемую флору' конца перми - начала триаса. Таким образом, возрастной диапазон оакалинского горизонта отвечает, примерно, концу уфимского - середине татарского веков 16,19,20,23,36,29 .

В Северо- и Южно-Токрауских впадинах базальты бакалинского горизонта именуются майтасской овитой. В Южной Дкунгарии, Заилий-ском Алатау, хр.Кетмень к бакалинскому горизонту отнесена жельды-коринская спита, по составу очень близкая к бакалинской свите и залегающая несогласно на нижележащих вулканических толщах. В Заи-лшижо-Кегменьском районе к бакалинскому горизонту относят также верхнюю часть есекартканской свиты, но здесь корреляция мало достоверна. Растительные остатки, по определению К.З.Сальменовой, в Южной Джунгарии имеют позднепермский возраст.

В Тенизской тыловой впадине с бакалинский горизонтом условно сопоставляется шоптыкульская свита. Эта свита согласно с постепенным переходом залегает на кийминской и но литологическому сос-'•'ису очень близка последней. В отложеш'ях щоптыкульской свиты определено большое количество остракод, известен богатый палинологический комплекс, обнаружены пелециподы и растительные остатки. В Чу-Сарысуйокой впадине к бакалинскому горизонту отнесена тузколь-екая свита, заметно отличающаяся от нижележащей соркольской крас-ноцвзтностыо обломочных пород и большим количеством эвапоритов. С,юрово-пыльцевой комплекс в отложениях свиты позднепермский.

В Иртывеко-Алтайской геосинклинальной системе отложения бакалинского горизонта вцделяются только в Кендерлыкской мульде хр.Са-,vp» где к нему отнесены майшатскал й акколкамская свиты. Эти сви-■ш после перерыва образуют новый полный риги, начинающийся конгломератами, гравелитами, песчаниками с покровами базальтов май-шатской свиты, выше сменяющимися угленосными и скдерит-содержащиыи

отложениями акколканской свиты. В майшатской свите определены пе-лециподы, известные в ильинской свите Кузбасса. В акколканской свите по данным О.Л.Бетехтиной (1979 г.) присутствуют верхнепермские пелециподы. Растительные остатки свидетельствуют о бакалин-ском возрастном уровне.

В Среднеазиатском регионе выделение возрастных аналогов ба-калинского горизонта условно.

Верхняя пермь - нижний триас - малайсаринский горизонт

В конце перми обособляется комплекс вулканических и молаесо-вых отложений, которыми в раннем триасе завершается геологическое развитие палеоооид рассматриваемых регионов. Наиболее четкое стратиграфическое положение этой группы пород наблюдается в Южной Джуг-гарии в горах Малайсары и Архарлы, где выделен стратотип малаЛса-ринской сбиты. Свита сложена вулканообломочными конгломератами, песчаниками, туфами и игниспумитами трахириолитового состава. Она залегает с несогласием на зерхнепермской жельдыкоринской свите, но образует с нижележащими свитами единые вулканотектонические структуры и перекрыта верхнемеловнми? отложениями.

Э.Р.Орловской определены в ней остатки растений Неооа1ага1-1ев ар., Во«геп1а врас1аЬ111о как нижнетриасовые. Из отложений этой свиты в горах Малайсары К.З.Сальмековой описаны Иеос. -1аш1Лес ар., грЬепс.^ег1в (1гиодаг1<»ъ, Зр4. гоРчвегЫапае Ргев1., ЗрЬвпоЪа1ега aiдJ.tata , Уо1гв1а 1^егор1цгИа Вгоп^п . и др., которые она рассматривает как позднелермский - раннетриа-совый комплекс. Налайсаринская свита принята нами как стратотип ыалаДсаринского горизонта.

В Северо-Прибалхашском вулканическом поясе к малайсаринско-ыу горизонту мы условно относим трахириолитовые игниспумиты жан-ской свиты, лежащие на размытых базальтах майтасской свиты палео-вулкаш Кантау, а в горах Акбиик - с раз швом на чубарайгырс* > й и коддарской свитах. Не исключено, что субщелочные эгирин-рибеки-товне риолиты, трахириолиты, трахидациты, образующие лакколиты и силлы в базальтоидах бакэлинской свиты, по времени своего внедрения соответствуют малайсари».зкому горизонту.

В Йргышско-Алтайской системе пермо-триасовне отложения известны в Кендерлыкской мульде хр.Саур - ужумская свита, и в Жар-минском районе - акботинская свкта. Корреляция этих свит со стра-тоткпом малййсаринского горизонта, конечно, условна, но согласное залегание ужумской свиты на аккалканской, содержащей высохую

позднеперыскую .¿лору, фауну пелеципод и остракод, перекрытие ухуысксй свиты акжальской, содержащей остатки растений среднего триаса, позволяют делать подобное.сопоставление. В самой ужумской свите О.В.Лобановой определены пелециподы татарского яруса, а В.С.Заспеловой - остракоды.

Близ г.Семипалатинска расположен вулканический массив, сформированный высококалиевыми трахибазальтами, трахиацдезитами, вул-каногенно-осадочными отложениями, выделяемыми как семейтауская свита. Растительный комплекс по заключении К.З.Сальменовой ранне-триасовый. Семейтауская свита соответствует скорее всего верхней части малайсаринского горизонта, к которой в Южной Джунгарии приурочен максимум вулканизма и гипабиссалушх субщелочных интрузий.

В Среднеазиатском регионе в Чатколо-Кураминской части вулканического пояса и в его тыловой зоне условно возрастными аналогами малайсаринского горизонта можно считать даубабинскую свиху щелочных базальтов, латитов, тефритов, лейцититов, трахитов. В низах свиты залегают конгломераты, песчаники, известняки. Вулканический комплекс сходен с семейтаусхим. В собственно Бельтау-Кура-минском вулканическом поясе допускается также возможность корреляции с малайсаринским горизонтом кызылнуринской трахириолитовой свиты. Этот вариант на наш взгляд более оправдан, чем параллели-зация с предыдущим - бакалинским горизонтом. Наиболее веским аргументом для такой корреляции являются растительные остатки из низов кызылнуринской свиты на юго-западе Чаткьльского хребта. Здесь находки 7аеш1оУоКг1а ИеЪеапа (Gei.ii.) Пог. в сочетании с мезозойскими гоЬ1сопеига «р. по заключению ТЛ.Сикстель свидетельствуют о пермо-триасовом возрасте свиты.

В Южной Фергане по комплексам флоры с малайсаринским горизонтом можно достаточно уверенно сопоставлять красноцветные и сероцветные осадочные толщи тулейканской и мадыгенской свит. Первая соответствует скорее всего нижней части горизонта, вторая охватывает весь его объем. Такая корреляция основана на сходстве комплексов ископаемых флор, в которых, особенно в верхнемадыген-ском, присутствуют нижнетриасовые растения.

Вышележащие триасовые или рэт-юрские отложения образуют уже новый платформенньй структурно-форыационный комплекс.

2. ЭТАПЫ ГЕОЛОГОЧЕСКОГО РАЗБИТИЯ КАЗАХСТАНСКОЙ И СОПРЕДЕЛЬНЫХ

гсосинклинальных систем в каменноуголшш и пешиш пЁгаода

Стратиграфия, будь зга осадочных или вулканогенных отложений, есть отражение историко-геологаческого развития. В местных.стратиграфических подразделениях, в генезисе литофаций, формаций прежде всего проявляются особенности либо частного бассейна седимен-тогенеза, либо вулкано-тектонической структуры. Для преодоления районной ограниченности фактического материала и, подчас, ошибочности субъективных заключений, необходимо проведение реконструкций палеогеографических - палеотектонических обстановок этапов геологического развития в границах геосинклинальных систем и за их пределами. Разумеется, существует прямая и обратная связь в методологии стратиграфического и палеотектонического анализа, но палеореконструкциям обводится существенная роль в обобщении региональных и межрегиональных материалов, дающих возможность решения и частных задач, когда нередко "за деревьями не видно леса". Палеотектонические и палеогеографические реконструкции позволяют более объективно оценивать вероятность стратиграфических построений как по вертикали, так и по латерали.

Палеотектонические реконструкции заключаются, прежде всего, а составлении карт-срезов, каждая из которых суммирует результаты проявления геологических процессов того или иного этапа развития. Выделение латеральной геодинамической зональности позволяет определить характер изменения.признаков стратона, выделенного в стратотипической зоне, установить определение резонансных признаков в конкретном виде, пространства признака (ов) и т.п.

Составленные палеотектонические карты-срезы иллюстрируют те же этапы, которые приняты в напей стратигра<^ической схеме карбона-перми в качестве региональных и межрегиональных стрдтонов первого ранга.

Палеотектонические схейы в количестве 9 охватывают эпоху, которую можно назвать герцинской, хотя это, отчасти, формализация этапное™ геологической истории и, в известной мере, упрощенчество. Девять палеотектонических схем демонстрируют девять этапов геологического развития. Этапы разновелики по времени и значимости, но, тем не менее, они реальны и отражаются в процессах седиментогснеэа, вулканизма, в разделяющих их тектонических фазах, интрузиях, размывах. Вместе с тем, следует иметь в виду, что в пределах геосинклинальной системы совершенно очевидны латераль-

ныз изменения интенсивности, типов, форм проявления синхронных геологически:; процессов.

Как убеждают материалы гю Казахстану, при анализе его геологической истории в решении вопросов стратиграфии, магматизма следует исходить из представлений о существовании здесь единой гео-сипклинальной системы, являющейся закономерным сочетанием латеральных геодинамических зон от палеоокей нической через вулкьноостро-водужные до тыловых прогибов и рифтов. В последовательной временной смене этапов отражается общий догермй^м ¡эволюции геосинклинальной системы. На генеральную последовательность развития накладываются аномальные события, имеющие раансе происхождение и масштабы, но нередко кардинально меняющие местный и региональный ход геологических процессов.

Прежде чем перейти к характеристике этапов геологического развития в каменноугольный и пермский периоды, необходимо рассмотреть вкратце историю развития палеозоид Казахстана от заложения геосинклинальной системы до каменноугольного периода 22, 24,27 .

Эпирифейская платформа стала подвергаться начальному рифгин-гу еще в венде, но прогрессирующее расдвигаиио рифтов с превращением их в палеоокеанические зоны - бассейны с корой океанического типа с островодузшыми поясами возникает только с раннего ксмЗрип. Резкое расширение области с палеооксаническим режимом начинается в раннем-среднем ордовике. В результате в ордовико обозначилась reoсинклинальная система, развитие которой происходило на продолжении всей оставшейся части палеозойской эпохи. В строении Казахстанской геосинклинальной системы отчетливо проступает ее асимметричность относительно центральной палеоокеанической зоны - Дкун-гаро-Балхашской. Можно выделить три сектсра: северный, западный и южный.

Геологическая история северного сектора, который следует именовать Балхаш-Чкнгиэским, наиболее выпукло демонстрирует особенности развитая Казахстанской геосинклинальной системы. Устанавливается стабильность границы между центральным палеоокеаничес-ким Дкунгаро-Балхашским бассейном и островодужныш системами, начиная, по крайней мере, с позднего ордовика и до начала лерми, когда произошло его тектоническое замыкание. В данном случае эта граница проходит по южному фронту о^иолитовых надпигов, формирующих внешнюю авулканическую дугу (Северо-Балхааски^ антиклинорий).

Следует отметить важную особенность вулканизма окружения палеоокеанического Джунгаро-Балхашского бассейна. В северном -Балход-Чингигзском секторе, развивающемся в основном на коре океанического типа, вулканические пояса разного возраста, начиная с срдовика, чзтко выражены, непрерывны, образованы огромными объемами извергнутого вулканического материала. По западному и, особенно, южному секторам интенсивность вулканизма ощутимо снижается, что наиболее заметно для ордовикского и силурийского периодов. В девоне (до верхнего (¡рана) западная зона вулканизма довольно выдержана, но заметно проступает роль рифтов, заполненных крае-ноцветными грабеновыми фациями с базальтовыми и риолитосими вулканитами; на юге - в Южной Джунгарии и Заилийско-Кетменском районе, при общем падении масштабов вулканизма его связь с рифтоге-незом еще определеннее. В Центральной Джунгарии, располагавшейся между зоной континентального вулканизма на юге и Джунгаро-Балхашским палсоокеаническим бассейном с севера, преобладают элементы пассивной континентальной окраины, выраженные развитием грабено-вых структур на континентальной коре.

Таким образом, на развитии Казахстанской геосинклиналь'ной системы с самого начала сказывалась гетерогенность ее основания, что обусловило различие протекавших геооинклинальных процессов. Наряду с этим обстоятельством возникали тектонические процессы, порожденные внешними причинами и резко видоизменившими структуры, обстановку и естественный ход геологического развития. Таким важнейшим событием явилось образование Тектурмас-Токрауского трансформного сдвига-надвига в эйфельско-раннеживетское время, прямым образом сказавшееся на геологических процессах.последующего времени.

Достоверное положение правосдвигового. шва устанавливается севернее оз.Балхаш вдоль современной меридиональной границы Се-веро-Балхашского мегантиклинория и Токрауской вулканической впадины и далее - к Каркаралинску. Продолжение к югу, предположительно намечается и в юго-восточном направлении к рудн.Текели. Западное ограничение сдвигового блока, скорее всего, проходит по Джа-лаир-Найманской зоне и далее - к востоку - следует по разделу гор Кендыктас и Заилийский Алатау в сторону Текесской впадины. Северное надвиговое ограничение вырисовывается от Каражальских гра-бенсинклиналей по северо-западу Атасуйского антиклинория и вдоль северного края 'Гектурмасского антиклинория, где он сочленяется

с Токрвуским сдвигом. В целом мы называем зтот блок земной коры Тектурмас-Млийским - материализованная система "динамического триединства" - сдвиг-надвиг-расдвиг.

Аргументы различного содержания свидетельствуют о той, что горизонтальное перемещение фронтальной части блока составляет 250 км. Об амплитуде перемещения можно судить по Тектурмасскому антиклинорию, срезанному и перемещенному к северу былым западным продолжением Итмурундинского актиклинория. Отрыв надвига прослеживается по Булаттау-БектауатинскоЙ зоне разломов. При надвиге произошло сдваивание и смятие зеыной коры, что привело к экспресс-процессу формирования гранитно-метаморфического слоя с мощными очагами граштоидных расплавов, производными которых стали вулканизм живетско-франского веков и высококалиевые интрузии на месте бывшего субокеанического прогиба. Сдваивание-скучивание и гранитизация коры фиксируются Центрально-Казахстанским гравитационным минимумом. Очень важным является образование зоны остро-водужного и краевого вулканизма с фамена и кончая поздней пермьр-ранним триасом по восточному краю Токрауского сдвиго-надвигового блока. Этот Токрауский сегмент вулканического пояса при общем меридиональном простирании срезает торцы субширотных геодинамических зон палеоокеанического бассейна, Итмурундинско-Тюлькуламско-го азулканического поднятия и междугового Саякского флишевогс прогиба. Но сочлене:шю проходит шовная синклинальная Котырасан-ская зона, сложенная вулканогвнно-иорскими и наземными отложениями фамена-верхнего карбона. Вулканический пояс, изображаемый обычно сплошным по Илийсному сегменту до Китая, на самом деле является совокупностью грабенов и горстов с вулканическим или осадочным заполнением, имеющими преимущественно поперечное юго-западное простирание, но интегрирующихся в общую северо-западную зону вулканизма.

Таким образом, если широтная часть фамен-каменноугольного вулканического пояса отвечает классической латеральной смене reoдинамических вон относительно палеоокеана, то Юкно-Токрауе-кий сегмент Прибалхашско-Илийского вулканического попса имеет поперечное пространственное положение относительно палеоокеанического бассейна и иную тектоническую природу образования магмо-выводящих структур.

С нашей точки зрения образование Токрауско-Тектурмасского трансформного сдвига-надвига связано с сосредоточенным подъемом

"струи" астешсфернопо вещества с последующим переходом па горизонтальное северо-северо-западное лодкоровое течение и сна"а уходом на глубину. Астеносферное течение увлекает за собой верхнш хрупкую часть коры, вызывая в ней растяжения, выражающиеся в образовании системы грабенов, располагающихся поперек направления движения подкоровой "струи". Система Тектурмас-Илийского блока складывается на коровом уровне из двух геодинамически разнотипных частей: южной, подверженной воздействию астеносферного течения -зона растяжения - зона рифтообразования; сезерной - собственно Тектурмас-Токрауский сдвиго-надвиг - зона надвига-сжатия, смятия аллохтона (как, видимо, и автохтона). Такой механизм формировании, с ношей точки зрения, объясняет многие проблемы, в частности, изыскание т.н. "корней надвигов", надобность в которых отпадает. Тектоническая и магматическая активность на протяжении от среднего девона до конца перми указывает на длительность сохранения астеносферного движения, хотя и не в том мощном динамическом эффекте, как это было вначале. Структурно-тектоническая система, в основе своей раздвиговая, оказалась для Ичийского сегмента долгоживущей ыагмогенерирующей л магмовыводящей.

Фаменский этап. В конце иранского века происходит крупная перестройка режимов^ типов и расположения геодинамических зон. Начиная с этого времени Казахстанская геосинклинальная система вступила в герцинский период развития. Говоря "период", ш подчеркиваем не новый цикл геосинкли**ального развития, а естественное продолжение геологической эволюции палеозо-ид Казахстана и его окружения (рис.2)»

Отличительной чертой наступившего преобразования явилось полное прекращение вулканического и плутонического магматизма в девонском краевом вулканическом поясе и перемещение зоны вулканизма с приближением на 100-150 км к центральному палеоокеани-' ческому бассейну. Другим важнейшим событием было возникновение системы рифтов в тыловой (задуговой) области. Система резко наложена на предшествовавшие континентальные вулканические, молас-совые и морские зоны, имея северо-западно-широтную ориентировку. На севере от Баканас^кой впадины рифты следуют по Предчингизью -Каиндинской зоне, переходящей к западу в Спасскую, южнее и параллельно которой располагалась главная зона рифтов - Успенская с ответвлениями. Затем, после Атасу-Даайреыской сигмоиды, система рифтовых прогибов-грабенов рассекает поперек древние струк-

туры Сарысу-Тенизского водораздела. Близкие по типу, но континентальные грабены, возникли в Южной Дкунгарии, Западном Прибалхашье, Заилийском Алатау, хр.Кетмень 7,24 .

Геодинамическая обстановка, очень сходная в Центрально-Казахстанской, существовала в прилегающей части тыловой области Урало-Тяньшанской геосинклинальной системы. Соединение однотипных морских бассейнов происходило в районах Сарысу-Тениза - Тургая. Южнее, по границе с Казахстаном, поднималась барьерная суша, отделившая красноцветные прогибы Южного Казахстана от Среднеазиатского морского бассейна Каратау-Нарынской зоны. Для этой тыловой зоны устанавливаются глубоко прогнутые рифты, близкие по типу Атасу-Сарысу-Тенизским. Не претерпевая рсооых изменений, эта зона тылового морского кароонатонакопленяя протягивается в Убоган-скую и Боровскую, отчасти - Балерьяновскую зоны Зауралья.

Иртниско-Алтайекая складчатая система имеет тектонический контакт с Чингиз-Тарбагатайским районом тыловой части Казахстанской системы. Этим граничным Калба-Чингизским разломом сейчас уничтожены почти все переходные структурно-формационные зоны. Фа-менские формации Иртышско-Алтайской геосинклинальной системы образуют, по сути дела, геосинклиналь с обоими бортами. В юго-западном борту сохранилась островодужная система, хотя возможен уже переход в тыловую область, которая смыкалась с Чпнгиз-Тарбо-гатайской. Вулканическая андезитобазальтовал Иарма-Северо-Саур-ская островная дуга сочетается с глубокими междуговыми прогибами, заполненными кремнисто-терригекно-базальтовыми толщами. Чар-ское поднятие с офиолитовьши шарьяжами мы считаем полным аналогом внешней авулканической дуги Северо-Балхашского антиклинория. За Чарской зоной к востоку располагается обширный Калба-Нарымско-Иртшский прогиб, которьй по своему положению подобен Дкунгаро-Балхашскому палеоокеаническому бассейну. За Иртьиской зоной смятия расположена Рудно-Алтайская вулканическая островная дуга. По Иртышской зоне смятия островная дуга, надвинутая к юго-западу, перекрыла часть палеоокеанического прогиба. В тылу островной зоны образуются узкие.рифты (Белоубинско-Маймырский); возможна их аналогия Успенской рифповой зоне Центрального Казахстана.

Турне йско-ранневизейский этап . Начало раннего карбона не внесло принципиально качественного изменения в обстановки как Казахстанской системы, так и ее окружения, сохраняясь до середины раннего визе. В общих чертах происходит дальнейшее расширение трансгрессии, увеличение разг;е{юв вулкани-

ческих поясов. В Джунгаро-Балхашском палеоокеаническом бассейне непрерывно продолжается отложение терригенно-кремнисто-туффитовой формации. В междуговом Саякском прогибе по-прежнему накапливается терригенно-туфогенный флиш умеренной мощности с крупными ритмами, отражающими поступление пирокластики с севера (рис.3).

В Северо-Прибалхашском вулканическом поясе на рубеже девона и карбона возрастает мощность вулканических процессов. В Калыак-эмельско-Котырасанской зоне вулканического пояса продолжается извержение низкокалиевых лав и туфов непрерывной базальт-риолитовой серии. Натриево-щелочноземельный тип вулканизма свидетельствует об отсутствии здесь гранитно-метаморфического слоя I 14,24].

Важным событием в развитии раннекарбонового вулканизма было образование обширного наземного ареала в Заилийско-Централыю-Джунгарском районе (кетменский и жуантобинский вулканические комплексы) . В размещении вулканов, частных зон накопления сохраняется во многом структурный план фаменских молассовых грабенов. Возникновение здесь мощного вулканизма в системе зон растяжения - грабенов юго-западного простирания связано с глубинными процессами в южной и юго-восточной частях Тектурмас-Токрауского блока. Расширение трансгрессии в тыловой области на севере Казахстана вызвано погружением знрчительной части Кокчетавской суши по неглубоким грабенообразным прогибам. Морской режим заменил континентальный в Дкезказгьн-Чу-Сарысуйски: впад. шах в Малом Каратау. Здесь также отчетливо проступает рифтогенная природа бассейнов осадконакопления. Любопытно, что наиболее резко ограниченные и глубокие, но уже в основном наземные рифты образуются на юго-восточном окончании ЧуйскоЯ впадины и по цепочке отдельных грабенов к востоку от нее (Ашудокторский и Текесский).

В Уральско-Тяньшанской геосинклинальной системе сохраняются структурно-формационные зоны и основные режимы осадконакопления. По-прежнему существует рифтовая зона Большого Каратау-Угама-Пскема с мощными карбонатно-иловыми отложениями, сочетающимися с мелководными риф^осьми фациями. В Южно-Тяньшанской геосинклинальной - палеоокеанической зоне, как и в предаеетвующие периоды, существовало контрастное чередование узких рифтовых прогибов с конденсированными кремнисто-глинистыми отложениями и подводными базальтами и Кордильерами с рифами.

Б Тургайское Зауралье распространяется мелководное карбона-тонакопле!ше тыловых морей Центрального Казахстана. В Боровской зоне увеличивавтся мощности, появляются глубоководные иловые фа-

ции, которые, как и в фомене, господствуют западнее - в Валерь-пновской зона, образуя черносланцевую формацию, с которой на пароходе к Денисовской зоне ассоциируют баэальтоидн.

В Иртышско-Алтайской геосинклинальной зоне увеличиваются размеры Торсайрык-Северо-Саурского островного вулканического пояса. Колее интенсивное прогибание наблюдается в Кариа-1кно-Саурском задуговом прогибе, в котором накопилась многокилометровая толща морских терригенно-кремнисто-туффитовых отложений. За Чарским пвулканическим поднятием - дугой с рифами - продолжал существовать Калба-Нарьыско-Мртдаский палеоокеанический прогиб. На Рудном Алтае затухает островодужный вулканизм, но сохраняются узкие риф-товые межостропные прогибы с терригенно-кремнисто-углистыми отложениями большой мощности. В задуговом Белоубинско-Мвймырском прогибе появляются андезитобазальты о низах разреза, а на ранневи-аейском уровне - базальты повышенной щелочности, что указывает на сохраняющееся сходство с тыловыми рифтами типа Успенского. В Горном Алтае на поднятиях развиты эпиконтинвнтальные мелководные карбонатные фации, подобные Центрально-Казахстанским.

Виэейско-раннесерпуховский о т а п. В раннем визе проявляются первые сдзиги в сторону континентализа-ции режимов, что затем приобретает устойчивую тенденцию. За пределами Казахстана, на наш взгляд, наиболее существенным является возникновения Валерьяновско-Бельтау-Кураминской вулканической островной дуги. В Зауралье вулканизм начался раньше и был продуктивнее; в Кураминском районе - только в конце этапа.

Другой отличительной чертой этапа явилось начало углеобразо-ванил г.о всей, за мальм исключением, территории Казахстанской системы. Повсеместное углеобразование - своего рода нивелировка обстановки - было только в начале этапа; уже со второй половины среднего визе углеобразование сосредотачивается только в локальных районах - угленосных бассейнах - Карагандинском, Карачекин-' ском, Экибастузском и других. Важные видоизменения произошли в Прибалхашско-Илийском вулканическом поясе. В Ссверо-Прибалхаш-ском сегменте расширяется сфера вулканизма, который становится континентальным. Тс же наг>лодае»ся в Ежной Джунгарии и в Заилий-ском Алатау (рис.4).

Вулканизм визе-раннесерпуховского этапа для Сеоеро-Прибал-хашского пояса и, отчасти, Вкной Джунгарии сочетгэт.в себе наследуемые с прошлого признаки островодужного и новые - континентального краевого вулканизма. Одним из самых существенных изменений

обстановки Северного Прибалхашья является обособление, вследствие образования обширного наземного вулканического пояса. Саякского меащугового прогиба, ограниченного с севера вулканической сушей, а по вгу - отделенного от океанического бассейна авулкани-ческии валом. В Саякскоы морской междуговом прогибе продолжалось непрерывное осадконакопление. Обширные поднятия н складчатые деформации но только зоны вулканизма, но и прилегающих территорий, включая Чингиз-Тарбага тайский и Наыансарысу-Тектурмасский районы, связаны с первыми проявлениями раннекарбонового саурского текто-генеза 14,17,241.

В южной части Прибадхашско-Илийсхюго вулканического пояса наблюдается дифференциация вулкано-орогенических процессов. Ареал вулканизма здесь практически остался неизмененным с начала карбона, но после временного ослабления вулканизма в конце раннего -начале среднего визе и накопления морских угленосных отложений в Южной Джунгарии происходит мощное поднятие и усиление вулканизма. В итоге визейских поднятий.и вулканизма образовался широкий бирь-ер вулканической суши, отделивший морские о'ассейны Западной и Юх-ной частей Казахстана от Саякско-Северо-Дкунгарского с фауной бо-реального типа. В Южном море аказалась и Кетменьско-Терскейскыя часть вулканического пояса, где, в отличие от более северных районов, континентальный вулканизм начала карбона в среднем визе ец<; -нился морским. Необходимо подчеркуть, 1 то зд^сь образовалась ост-роводужная вулканическая дуга, для которой характерен рифтовый контрастный базальт-риолитовъй вулканизм, сочетающийся с илошми впадинами, мощными рифами на поднятиях и оруденением итасуИекого типа.

В Иртьшско-Алтайской геосинклинальной системе на наблюдается принципиальной перестройки: несколько смещается к юго-западу вулканический островной пояс, расширяется и углубляется междуговый Аркалыкско-Кокпектинский прогиб.

Чарская зона поднятий с рифами по-прежнему обрамляла о запада Налба-Нарымский пилеоокоалический прогиб. На Рудном Алтае сохраняется обстановка островодужной системы и, видимо, эадугоьото рифта Болоубинско-Маймырски.1 зоны.

Этап конца, серпуховского пека-начала среднего карбона. Смена этапов связана с проявлением завершающей фазы саурского тектогенеза, проявившегося в форме складчатости, внедрения синорогенных интрузив-

ных комплексов, обширных и контрастных поднятий. Максимальная активность тектонических движений была сосредоточена в зоне вулканических поясов и прилегающих к ним тыловых районов (Северо-При-балхашский вулканический пояс, Успенская, Каиндинская рифтовые зоны, Айнасу-Карасорский прогибы). Особенно энергичные концентрированные деформации произошли в фамен-раннекаменноугольных риф-товых прогибах, превратившихся в зоны смятия - Успенскую, Спасскую, Каиндинскую, Акжал-Аксоранскую, Акбастаускую. Поднятия распространились и в районы по периферии новообразованных складчатых и магматических зон - Сарысу-'Гениз, Западное Прибалхашье, Чу-Илийский район. Осадконакопление продолжалось лишь в отдельных молассовых впадинах (Шубаркольской, Талкудук-Кашкентенизской). В основных тыловых прогибах - Карагаадинском, Экибастузском, Тениз-ском, Джезказган-Чу-Сарысуйском, Текесском - наступление нового этапа выразилось сменой прибрежно-морского осадконакопления континентальным с сохранившимися местами реликтовыми морскими режимами (Белеуты, Кыюшак, Текес). Непрерывность морского осадконакопления продолжается также в наиболее прогнутых частях Саяксно-го и Бороталинского междуговых прогибов и по всему палеоокеани-ческому Ддунгаро-Балхашскому бассейну (рис.5)..

В Среднеазиатской части Урало-Тяньшанской геосинклинальной системы также начинают проступать признаки обмеления, уменьшения интенсивности прогибания. Это, прежде всего, относится к таловым зонам Большого Каратау - Срединного Тянь-Шаня. Увеличивается вулканическая активность в Бельтау-Кураминской части вулканического пояса. В то же время не происходит существенных изменений обстановки в Южно-Тяньшанской геосинклинальной (палеоокеанической) зоне, где сохраняется контрастность тектонического рельефа и накопление конденсированных осадков в глубоководных впадинах. В Зауралье существенно андезитовому вулканизму Валерьяновской зоны, так же, как и в вулканических поясах Казахстана, предшествовало внедрение гранитоидов (соколово-сарбайский комплекс). Представляется весьма важным сходство геологической обстановки на востоке Северо-Прибалхашского вулканического пояса и аналогичного - в Иртыш-Алтайской системе - Жариа-Саурского. В обоих случаях однотипному морскому андезитовому вулканизму предшествовали саурская фаза тектогенеза и внедрение тоналит-плагиогранитовых интрузий. В междуговом Кокпектинском, Калба-Нарынско-Прищ тышском прогибах продолжается непрерывное осадконакопление с общим огрублением поступающего терригенного материала, что подчеркивает однотип-

ность и одновременность их развития с соответствующими Прибалхал:-ско-Дкунгарскими геодинамическими зонами.

Башкирско-раннемосковский ?тлл ( та.стыкудунский ). Значительность внутрибашкирско-го этапа выражена-несравненно слабее, чем предыдущего (рис.6). Наиболее отчетливо событийная граница устанавливается в зоне вулканических поясов и прилегающих к ним районов, особенно в тыловых. Основные признаки нового времени - это продолжающееся сокращение морских режимов в Большекаратау-Угамском районе и Текесском прогибе, где морские бассейны прекратили свое существование уже в середине тастыкудукского этапа. Появление наземных фаций происходит в междуговом Кокпектинском прогибе Иртьшско-Алтайской геосинклинальной системы 124,26].

Определенные изменения происходят и в вулканических поясах. В Северо-Прибалхашском сегменте после поднятий и размыва наблюдается некоторое расширение ареала и мощности извержений с образованием новых вулканоструктур в Успенской зоне смятия. По нашим предположениям усугубляется территориальная разобщенность Токра-уского сегмента вулканического пояса и Илийского. Сохраняется по-' ложение Жарма-Саурского вулканического пояса, где несколько расширилась зона вулканизма. Наземный вулканизм широко распространяется в Бельтау-Кураминском поясе; в Валерьяновской зоне он, наоборот, затухает.

В Сашсском, Кокпектинском, отчасти Бороталиноком междуговнх морских прогибах накопление отложений происходит непрерывно, но устанавливается трансгрессия тастыкудукского моря на внешнюю островную дугу (Северо-Балхвшский антиклинорий). Особый интерес, и важность представляет кратковременное соединение Саякского морского бассейна с соседствующим Зайсан-Иршпским через восточную часть-Северо-Прибалхашского и Жарма-Саурского вулканического поясов. Зайсан-Иртышское и Джунгаро-Балхашское моря соединялись с Синьцзлнским морским бассейном. Зайсан-Иртышское море, кроме того, через Томь-Коливанский пролив поддерживало связь с Таймырским бассейном.

В тыловых прогк'ах Казахстана происходят незначительные изменения общих очертаний и внутренней структуры. По-прежнему здесь основную роль играют рифтогенные процессы умеренной амплитуды. В континентальных угленосных прогибах типа Карагандинского продолжается накопление наземных угленосных формаций. Непрерывность "аэрезов наблюдается и в обширных впадинах - Тениззкой и Ддезказ-

ганской, где мы границу этапов определяем по смене сероцветно-пестроцве'Гшх отложений красноцветными, что является четкой событийной границей, фиксируемой в основании тастыкудукского горизонта Малого Каратау, тюпской свиты Текесской впадины (Северный Тянь-Шань) . В палеоокеанических бассейнах Казахстанской и Иртышско-Алтайской геосинклинальных систем продолжалось непрерывное накопление мощных терригенно-кремнисто-сланцевых толщ. В Южно-Тянь-манском палеоокеаническоы бассейне по-прежнему идет образование мелководных рифгговых и глубоководных конденоиросанных отложений.

Московско-позднекаменноуголь-ный этап (колдарский). Крупные тектонические преобразования в начале московского века отчетливо определили наступление нового этапа, продолжавшегося до конца позднего карбона - начала перми (рис .7). В целом наступивший период обозначается расширением орогенного режима, под чем подразумевается и сокращение морских бассейнов, и рост поднятий на суше, что приводит к усилении размыва, возрастанию грубообломочности осадков и их красноцветности. В вулканических поясах происходят интрузии грэнодиоритовой серии, изменение вулканических процессов. Обращаясь к конкретным структурно-формационным системам и зонам, отметим то разнообразие форм, в которых реализуются тентонические движения, определяющие смену этапов. В Джунгаро-Балхашском палео-океаническом бассейне и сопряженных с ним междуговых прогибах -Саякском и Бороталинском продолжаются прогибание и морское осад-конакопление, которое, особенно в междуговых прогибах, начинает подавляться массами грубообломочногс материала. С другой стороны, устанавливается ингрессия в новообразованные грабены внешнего - авулкаишеского вала Северо-Балхашского антиклинория и в Южной Джунгарии. Морская обстановка начала московского века в Зайсан-Иртьиском регионе сменяется наземной озерной, и только в Кеццерлыке сохраняются лагуны Северо-Синьцзянского моря. В Се-веро-11рибалхашском сегменте вулканического пояса формируются интрузии монцодиорит-гранодиоритового состава, сопровождающиес : поднятиями и размывами. Изменяется состав продуктов вулканических извержений, но, вместе с тем, колдарские риолитовые вулканиты завершают гомодромный мегацикл карбона. Характерно широкое проявление сходного по составу и типу вулканизма п Илийском сегменте вулканического пояса, который возобновился, по нашему мнению, после значительной паузы. В угленосных бассейнах: угленакопление сменяется регрессивными пестроцветными молассами. В тыловых впа-

динах запада и юга Казахстана, в принципе не измсниших своих очертаний, образуются пестроцветно-красноцветные грубообломоч-ше формации. Происходит расширение зоны поднятий по Северному Тянь-Шаню, отделившей Южно-Казахстанские грабены с красноцветной молассой от морских мелководных прогибов Срединного Тянь-Шаня. Для Северного и, отчасти, Срединного Тянь-Шаня, включая Большой Каратау, смена отапов проявляется в форме регрессивных морских, а затем и наземных отложений. Начало этапа отчетливо сказывается и в палеоокеаническом Южном Тянь-Шане, особенно в его западной части, где появляются синорогенные грубообломочше конгломерато-вые отложения, связанные с мощным шарьпжеобразованием. Слабеют геологические связи с Зауральем, где образуются красноцветше мо-лассы, сменившие оулканогенно-морские отложения предшоствосаиие-го этапа. Кое-где, но уже западнее, в Денисовской зоне, отаеча -ется мощный андезитовый вулканизм.

Раннелермский этап ( к ы э ы л к и и н -с к и й ) . Начало этапа явилось следствием одной из важнейших тектонических фаз - еаякской. В результате мощного тектонического импульса ликвидируются морские иеждуговые и иалеоокеалические прогибы Казахстана, разрастаются подантил, сокращаются морские бассейны в Ийшом Гннь-Шчне, где накапливаются мочассошло отложения (рис.8). Основные преобразования охватывают Дцунгаро-Балхашскип палеоокеанический бассейн и его осчровод,лное окружение. До той поры не затронуто серьезньвш деформациями отложения междуговых прогибов и палеоокеана были смяты, пронизаны зонами рассланцева-1шя, высоко поднята и размыты. В недрах новоооразованного континентального блока возникли очаги магматических расплавов, образовавших на поверхности отдельные вулканические центры (Саякский, Чулакский), а позднее - крупные интрузии гранодиоритов. Морской бассейн отступил на территорию Синьцзяна, откуда он по югу Дкун-гарской глыбы и горам Богдошань протянулся к Солонкерской зоне Внутренней Монголии. Превращение в ороген с вулканоструктуроми различных морских прогибов, размещение вулканических зон и Синь-цзяни и далее - п кожной Монголии, свидетельствуют о наложенном характере пермского вулканизма, по многом не совпадающего с каменноугольным. Вместе с тем, главные вулканические процессы по-прежнему сосредотачивается в зонах собственно Прибалхашско-Илий-ского и Бельтау-Кураминского вулканических поясов. Наряду с этим возникают и новые сопряженные зоны преимущественно базальтового

контрастного вулканизма Шричингизье)• В Илийском сегменте вулканического пояса отчетливо просыпает приуроченность андезито-базальтового вулканизма к рифтовой зоно с поперечно-юго-западной ориентацией вулкашческих грабенов. Для кызылкиинского этапа сохраняется и убыстряется тенденция расширения суши и ее поднятия. В то же время Тенизская, Джезказган-Чу-Сарысуйская, 'Гургайская впадины сохраняют свои размеры и, более того, в них образуются ооширные озера, а появляющиеся местами довольно мощные эвапориты ьюпут косвенно указывать на эпизодические соединения со Среднеазиатскими морями. Характерно, что в тыловых впадинах отсутствует проявление складчатых деформаций, и событийный рубеж фиксируется изменением палеогеографической обстановки. В Иртышско-Алтайской системе проявляется складчатость допермских отложений, и образуются редкие наложенные вулканоструктуры. На этом фоне в хр.Саур продолжаются унаследованные прогибания Кевдырлыкской мульды. В Павлодарском Ирииртышьо с ранней перми начинается новый этап осадконакопленил с углями.

Ранне-позднепермский э в а п ( к а -раирекский ). Этот этап не отличался от предыдущего сколько-нибудь значительными изменениями обстановок, но, вместе с тем, в тех районах, где тектоническая активность всегда вьие -в вулканических поясах, заметен и разделяющий этапы рубеж, и новая направленность геологических процессов. В Северо-Прибалхаш-ском сегменте вулканического пояса предыдущий этап заканчивается внедрением монцогранодиоритовых интрузий, за которыми следуют поднятия и размыв. Меняется состав и тип вулканических извержений. Резкая смена вулканизма происходит в Илийском сегменте вулканического пояса. Без особых изменений, хотя и с некоторым сокращением размеров, сохраняются тыловые впадины - Тенизская, Джез-казган-Чу-Сарыоуйская; не меняются в них и фациальные режимы. В Бельгау-Кураминском вулканическом поясе вулканизм продолжается всле\ц за раннепермским, сохраняя те же масштабы. Происходит окончательное превращение Шно-Тяньшанской геосинклинали в ороген-нук> зону с поднятиями и молассовыми впадинами (рис.У).

Позднепермский этап ( б акали н -с к и й ) . Позднепермский - бакалинскнй этап охватывает конец уфимского, казанского и начало татарского веков. В это время происходит дальнейшее расширение площади поднятий (рис.10). Уменьшаются размеры бассейнов осадконакопления в Тенизской, Джезказ-|"|ц-Чу-Сарысуйской впадинах, возрастает красноцветшсть. Наиболее

ощутимы изменения в Северо-Прибалхашском вулканическом поясе, где начинаются мощные извержения базальтоидов, сосредоточенные, в основном, на востоке - в Баканасской впадине и в Токрауском районе, где возникают наложенные изолированные вулканические центры. В Илийском сегменте вулканического пояса новый этап вулканизма определяется сменой риолитових извержений андезитобазальтовыми. Примерное совпадение центров извержений и накопления вулканических продуктов связано с приуроченностью вулканизма к общей системе зон растяжения - грабенов, что сохранялось здесь на протяжении всего верхнепалеозойского периода вулканизма.

В Бельтау-Кураминском вулканическом поясе продолжается достаточно мощный трахириолитовый вулканизм. С вулканоструктурами в тыловой части вулканического пояса сочетаются молассовые впадины. Почти вся зона Южного Тянь-Шаня превращается в поднятия.

Позднепермский-раннетриасовый этап (малайсаринский). Нозднепермский-ран-нетриасовый этап завершает развитие палеозоид Казахстанской и Иртыш-Алтайской геосинклинальных систем. Резко сокращаются размеры и количество бассейнов осадконакопления; вулканизм проявляется лишь в отдельных вулканических центрах. В большинстве случаев вулканические пронвленкт происходят в пределах существующих вулкано-структур и поэтому пермо-триасовый вулканизм является не тафроген-ным, а завершающимся орогенным. Этс харь.;тернч. для вулкашструк-тур Токрауской впадины, Илийского сегмента вулканического пояса и Бельтау-Кураминского пояса. В отличие от них Семейтауская структура в Прииртышье и отчасти Дауо'абинская являются новообразованными. На фоне общих поднятий происходит непрорывное развитие озер-но-дельтового Кендырлыкского прогиба в Зайсан-Иртниском регионе. Обычно в единых прогибах с более ранними верхнепермскими отло-жениями залегают пермо-триасовые молассовые отложения в остаточных впадитх 1Ькной Ферганы в зоне замкнуаяейся Южно-Тлньшансной геосинклинали.

3. УРМ0ЛЯНЬ1Ш!СК0-1{АЗАХСТЛНСК()41РГЬ11ПС0-МТ^1С1(ЛН ГЬШШШШЛЛЬНО- 1ШДЧАТАЯ МЕТАСИСТЕМА

Проблема взаимоотношений Казахстанской, Урало-Тяньшанской и Иртышско-Алтайской геосинклинально-складчатых систем в палеозое имеет первостепешюе значение для решения разнообразных вопросов от стратиграфических до металлогенических. Палеотектонический анализ в докладе не сопровождается палинспастическими реконструкциями, кото-

рые в полном объеме представляют самостоятельную работу. Тем не менее, нельзя оставить без упоминания факт нарастающего к востоку надвигания Урало-Тяньшанской и Казахстанской складчатых систем в северных направлениях, а северного борта Иртышско-Алтайской - к юго-юго-западу (рис.11). Перемещения блоков исказили первоначальное расположение главных геодинамических зон и даже складчатых систем. Без учета этого фактора трудно разрешить вопрос о взаимосвязи рассматриваемых складчатых систем. В Южном Тянь-Шане палео-окганическая зона, начинал с Баубашатинской сигмоиды, полностью перекрывает восточное продолжение Бельтау-Кураминского вулканического пояса, а далее на восток по Атбаши-Иныльчекскому надвигу -надвинута на Срединный Тянь-Шань; в Синьцзпне у Чолтага она достигает уже Илийского вулканического пояса. Близ Джунгарских ворот комплекс отложений Бороталинского синклинория перекрывает Се-веро-Дкунгарский мегасинклинорий (палеоокеанический прогиб). Далее к востоку - в Синьцэяне нижний покров, сложенный девон-каменноугольными толщами Салкского междугового прогиба, почти поперек срезает карбоновые вулканиты Северо-Прибалхашского вулканического пояса. В свою очередь, покровы Саякской зош с юга погребаются под надвигами восточного продолжения Северо-Балхашского офиоли-тового полса и толщами бывшего палеоокеанического Джунгаро-Ъал-хашского прогиба (Майли-Джаирская зона). Ддсунгарский срединный массив, ограниченный с "бортов" сдвигами, с юга надвинут уже на Майли-Джаирскую зону. Все эти надвиговые швы с северо-восточной части кулисообразно, присоединяются к Калба-Чингизскому разлому, который является сдвиго-надвиговой границей Казахстанской системы с Иртышско-Алтайской. С противоположного - восточного - края последней и по ее простиранию на юго-восток - в Южной Монголии происходит надвигание островодужного Рудного Алтая на осевую часть палеоокеажческой Калба-Нарынской зоны. Таким образом, вырисовывается грандиозное перекрытие - поглощение геологических зон, сближение Центрально-Азиатских платформенных массивов с Сибирской платформой (рис¿11).

Анализ материалов показывает, что начало перемещений в Джун-гарском и Чингиз-Алтайском регионах приходится на раннюю пермь, а в Южно-Тяньшаноком максимум надвигов - в конце перми-начале триаса. Рассматривая историко-структурше взаимоотношения Казахстанской , УраЛо-Тяныпанской и Иртмвско-Алтайской геосинклинальных систем, ш обнаруживаем очевидную общность в их развитии. Уже было отмечено, что максимум активности в заложении - становлении па-

леоокеанических (геосинклиналькнх) структур по всех трех перечисленных системах приходится на начало ордовика. Налеоокеакические зоны испытали совпадающую во времени стадийность своей эволюции, что фиксируется в вертикальных рядах формаций. Четко выражены и латеральные последовательности геодинамических зон с соответствующими формациями. Положение латеральных геодинамичееких зон в принципе остается постоянным от заложения палеоокеанов до их закрытия, т.е. от начала ордовика до перки, и доже после этого сохраняется консерватизм в разьитии основных зон. При сопоставлении размещения структурно-формационных зон смежных геосинклинальных сист; м очевидным становится общность их смыкающихся тыловых зон, неявных по отношению к палеоокеаническим бассейнам. Наиболее отчетливо это пидно при рассмотрении Казахстанской и Урало-Тяныппн-ской складчатых систем. Граница между Казахстанской и Иртышско-Ллтайгкой системами проходит по мощному сдвиго-надвиговсму Кплба-Чингилскому шпу, но последовательность сходящихся латеральных зон, биостратигрпфические и палеогеографические связи говорят о принципиальной стабильности взаиморасположения этих геосинклиналь-ннх, а затем и складчатых систем (рис.II).

Урпло-Тпншанская, Казахстанская и Иртишско-Алтайская геосин-клинальшо системы образуют единую мегасистему, формирующую Запад-" ный сегмент Центрально-Л-латского пояса. В связи с этим, решение вопросов стратиграфии, палеотектоники, металлогении и других задач завис, г от результатов изучения материалов всех частей метасистемы. Приведенные данные убедительно свидетельствуют о том, что Урало-Монгольская часть складчатого пояса не является продуктом аккреций чужеродных террейнов.

ЗАКЛШЕНИЕ

Изучение каменноугольных и пермских отложений Казахстана свидетельствует, что ранение вопросов стратиграфии неотделимо от па-леотектонического анализа. Стратиграфические построения как местного, так и регионального масштаба должны отражать этапность раз-пития и латеральную зонал^ость. Этот тезис является исходной ба-гюЯ для следующих выподов:

I. Впервио в отложениях Центрального, Ккного и Восточного Казахстана выделены шесть стратиграфических горизонтов: тастыку-цукский, колдарский, кызылкиинский, кармысский, бакалинский и ма-лайсаринс.кий, на основе которых, с учетом материалов других ис-

следователей и палеотектонических реконструкций предложена корреляционная стратиграфическая схема карбона и перми.

2. Стратигра(|ические горизонты являются в известной мере отражением этапности геолошческого развития Казахстана. Масштабы и значимость перестроечных рубежей различны, различны и их изначальные причины и формы проявления. Выразительность этапов, их границ подвержена заметным вариациям и в латерально сменяющихся геодинамических зонах, но с прямыми или резонансными признаками опознания событийного рубежа.

3. Западный сегмент Центрально-Азиатского пояса в палеозое представлял собой совокупность Урало-Тяньшалской, Казахстанской и Иртышско-Алтайской геосинклинальных систем, образующих единую метасистему. Каждая из систем являлась закономерным и однотипным сочетанием геодинамических зон, обрамляющих "свою" палеоокеаничес-кую структуру островодужными зонами, сменявшимися тыловыми. Характерно симметрично-полярное взаиморасположение геосинклинальных систем. Наиболее отчетливо переход между однотипными тыловыми областями у Казахстанской и Урало-Тяньшанской систем. Подобные тесные связи объединенных тыловых зон свидетельствуют против гипотезы аккреции Уральской, Тяньшанской, Казахстанской и Алтайской "плит" в палеозое.

4. Единая в своем развитии западная часть.Центрально-Азиатского пояса, тем не менее, на протяжении палеозоя испытывала под воздействием астеносферных течений крупные горизонтальные перемещения, накладывавшие свой отпечаток на "детерминированное" геологическое развитое. Наиболее выразительны среднедевонские перемещения п Казахстанской системе, а также пермские-триасовые, с над-виговнми перекрытиями не только геодинамических зон первого порядка, но и частей складчатых систем по мере продвижения к востоку

в Ккную Монголию.

СШСОК ОПУБЛИКОВАНИЯХ РАБОТ ПО ТЕЛЕ ДГССЕРГАЦШ

1. Новые данные по стратиграфии феменского и турнейского ярусов Саянского района Северного Прибалхилья// Тр. совещ. по униф. стратиграф. схем допалеозоя и палеозоя Восточного Казахстана. Алма-Ата, 1960. Т.2. С.216-221.

2. Девонские отложения Северного Прибалхашья и Предчингизья// Материалы по геологии и полезным ископаемым Казахстана. М., 1961. Вьш.1 (26). С.5-37.

3. К вопросу о стратиграфическом положении саякской свиты// Изв. АН СССР. Сер.геол., 1962. № 5. С.76-85.

4. Каменноугольный и пермский вулканизм Северного Прибалхашья// Тр. лаборатории палеовулканологии. Алма-Ата, 1963. Вып.1. C.III-I27.

5. Строение Караирекского вулканического нагорья в Северном Прибалхашье// Тр. лаборатории палеовулканологии. Алма-Ата, 1964. Вып.З. С.75-85.

6. Новые данные о стратиграфии и флоре каменноугольных и пермских отложений Северо-Восточного Прибалхашья// Материалы по геологии и полезным ископаемым Южного Казахстана. Алма-Ата, 1965. Вып.З (26). С.43-50 (соавтор Радченко МЛ.).

7. Роль продольного сдавливания в образовании тектонических структур земного шара// Изв. АН СССР. Сер.геол., 1965. № У. С .6985.

8. Центрально-Казахстанский сдвиг// Геотектоника, 1969. № I. С.52-69.

9. К вопросу о возрасте спилито-яшыового комплекса Северного Прибалхашья// Стратиграфия докембрия Казахстана и Тянь-Шаня. М., 1971. С.192-196.

10. Вулканогенные формации Дкунгаро-Баяхашской скледчато.; системы (Центральный Казахстан)// Тр. I Казахстанского петрографического совещания. Алма-Ата, 1971. Т.2. С.3-12 (соавтор« Тащи-нина М.В., Розенкранц А.Л.).

11. О возрасте верхнепалеозойских отложений Северо-Западного Прибалхашья// Материалы о геологии и полезшм ископаемым Южного Казахстана. Алма-Ата, 1971. Вып.4 (29). С.85-87.

12. Ксмйрий Северо-Балхаяского антиклинория. Верхний палеозой Токрау-Баканасской зоны// Геология СССР. - М., Недра, 1972, Т.ХХ. Кн.1. С.147-149, 390-409.

13. Раннегеосинклинальные комплексы Джунгаро-Балхашской

складчатой системы. Девон-нижнекаменноугольные и позднепалеозой-ские орогеннне комплексы. Герцинский тектономагматический цикл. Дкунгаро-Балхашская складчатая система// Геология СССР. - М., Недра, 1972. Т.XX. Кн.2. С.56-57, 60-75, 152-201, 283-289.

14. Тектоническое положение Балхаш-Илийского вулканического пояса// Тектоника Урало-Монгольского складчатого пояса. М., Наука, 1973. С.86-92.

15. Стратиграфия карбона Казахстана// Тр. УШ Мезкдународн. конгресса по стратиграфии и геологии карбона. М., 1979. Т.2.

С.199-207 (соавторы Литвинович Н.В., Аксенова Г.Г., Бекман В.М.).

16. Стратиграфия кембрийской, ордовикской, силурийской, девонской, каменноугольной и пермской систем. Интрузивные образования// Геологическая карта СССР. Лист ¿-(43)-(44). Объяснительная записка. Л., 1980. С.19-71, 89-Ш (соавторы Афоничев H.A., Доб-рецов Г.Л. и др.).

17. Вулканические пояса Казахстана и связанные с ними вулка-ногенно-осадочные образования// Литология и полезные ископаемые, 1980. * 5. С.56-66 (соавторы Щербакова М.Н. и др.).

18. Тектоническая карта области палеозойской складчатости Казахстана и сопряженных территорий, м-б 1:1500000/ Под ред. A.A. Абдулина, Ю.А.Зайцева, М., Аэрогеология, 1980.

19. Стратиграфия Центрального Казахстана. Камедаоугольная и пермская системы. Тектоника области герцинской стабилизации// Геологическая карта Казахской ССР, м-б 1:500000, Центрально-Казахстанская сер. Объяснительная записка. Алма-Ата, 1961. С.98-132, 233-262, 292-306 (соавторы Габай Н.Л., Бекман В.М.).

20. Стратиграфия верхнего палеозоя Северного Прибалхашья// Материалы по региональной геологии и геофизике Восточного Казахстана. Алма-Ата, 1981. C.II-28.

21. Раннепермские интрузивные комплексы Северного Прибалхашья// Проблемы региональной геологии и геофизики Казахстана. Сб.научшх трудов К&эИМСа. Алма-Ата, 1983. С.57-72.

22. Латеральная зональность пермских осадочных и вулканогенных образований Центрального Казахстана// Тез .докл. 27 МГК, М., Наука, 1984. T.Iii. С.268-269 (соавторы Габай Н.Л., Бекман В.М.).

23. Геологическая карта Казахстана и Средней Азии, м-б

I; 1500000/ Под ред. Н.А.Афоничева и Н.Г.Власова. Л., ВСЕГЕИ, 1984.

24. К вопросу геодинамики и латеральной зонячьности карбона-перми Казахстанской систеш палеоэоид// Проблемы региональной геологии и геофизики Казахстана. Сб.научных труд, в КазИМСа, Алма-

Ата, 1985. С.103-113 (соавторы Габай Н.Л., Бекман В.М.).

25. Палеонтологический коллоквиум по верхнепалеозойской флоре и фауне Казахстана// Изв. АН КазССР. Сер.геол., 1986. * 6.

С.88-90 (соавторыСальменова К.З., Марфенкова М.М.).

26. Магматизм северного сегмента Балхеш-Илийского вулканического пояса// Магматические и метаморфические формации Казахстана. Алма-Ата, Наука, 1986. С.72-84.

27. Стратиграфия терригенно-кремнисго-базальтовой формации ордовика и силура Северного Прибалхашья// Региональная геология и геофизика Казахстана. Алма-Ата, 1987. С.6-15 (соавторы Абдрах-манов К.А., Волков В.В.).

28. Стратиграфия каменноугольных отложений Джунгаро-Балхашского региона// Стратиграфия палеозоя Казахстана. Алма-Ата, 1989. С.5-12.

29. Стратиграфия и флора верхнего палеозоя Северного Прибалхашья. Алма-Ата, 1990. 127 с. (соавтор Сальменова К.3.).

30. Объяснительная записка к геологической карте СССР, и-б 1:200000, лист /-43-Х1. М., 1960. 87 с.

31. Объяснительная записка к геологической карте СССР, м-б 1:200000, лист/-43-ХП. М., 1963 . 90 с.

32. Объяснительная записка к геологической карте СССР, м-б 1:200000, лист М-43-ХШ1. М., 1964.' 64 с.

33. Объяснительная записка к геологической карте СССР, м-б 1:200000, лист /-43-У. М., 1965. 67 с.