Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Тектоника Малого Каратау (Южный Казахстан)

ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Тектоника Малого Каратау (Южный Казахстан)"

-Л у

МОСКОВСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ им. М.В.ЛОМОНОСОВА

Геологический факультет Кафедра динамической геологии

На правах рукописи УДК 551.242.3(574.5)

АЛЕКСЕЕВ ДМИТРИЙ ВИКТОРОВИЧ

ТЕКТОНИКА МАЛОГО КАРАТАУ (Гжный Казахстан)

Специальность 04.00.04 - "Геотектоника"

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва, 1992 г.

Работа выполнена на кафедре динамической геологии геологического факультета Московского Государственного Университета им. М.В.Ломоносова

Научный руководитель: доктор геолого-минералогических

наук, профессор М.Г.Ломизе (МГУ)

Официальные оппоненты: доктор reoлого-минералогических

наук Е.А.Рогожин №3 РАН)

кандидат геолого-минералогических наук В.С.Милеев (МГУ)

Ведущая организация: Геологический институт РАН,

г.Москва

Защита состоится " ¡2."О-'кй 1993 г. в /4 — час, на заседании специализированного совета,/К.053.05.02/ по общей и региональной геологии и геотектонике при геологическом факультете Московского Государственного Университета им. М.В.Ломоносова по адресу: II9899, ГСП, г.Москва, Ленинские горы, МГУ, геологический факультет, ауд. £OS

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факультета МГУ им. М.В.Ломоносова (корп.А, б-й этаж)

Автореферат разослан " 4* " ^яи&чр-А 1993 г.

Ученый секретарь специализированного совета

кандидат геолого-минералогических наук А.^.Читалин

П i

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность темы. Малый Каратау представляет крупнейший фос-форитоносный бассейн Южного Казахстана, включающий в себя ряд месторождений нижнекембрийских пластовых фосфоритов. Детальные исследования геологии района на протяжении многих лет были посвящены главным образом вопросам стратиграфии и литологии, что отчасти определялось осадочным происхождением основного полезного ископаемого региона. Вопросам тектоники уделялось несколько меньшее внимание, в результате пего обширный фактический материал по структурной геологии не имеет на сегодняшний день должного обобщения, а существующие тектонические модели противоречат друг другу в основных положениях и не объясняют некоторые принципиальные особенности структуры Малого Каратау.

Расшифровка каледонской структуры Малого Каратау представляет значительный интерес для общего анализа процессов деформаций в сло-жнопостроенных покровно-складчатых сооружениях, а также при палео-тектонических и геодинамических реконструкциях для территорий Казахстана и Тянь-Шаня. Необходимость увязки всей информации по структурной геологии в рамках единой модели определяется также работами по составлении и подготовке к изданию геологической карты Малого Каратау масштаба 1:50000, а также работами по оценке перспектив неф-тегазоносности палеозойских толщ.

Цель и задачи исследования. Главная цель проведенных исследований - расшифровать каледонскую структуру и разработать тектоническую модель Малого Каратау. Для этого необходимо определить общий характер структуры, рассмотреть взаимные соотношения основных структурных элементов и оценить масштабы вертикальных и горизонтальных перемещений различной направленности при их формировании; восстановить последовательность и определить возраст основных этапов каледонских деформаций, оценить влияние поздних (герцинских и альпийских) деформаций на структуры каледонского основания, а также охарактеризовать тектоническую и геодинамическую позицию Малого Каратау в структуре палеозоид Южного Казахстана.

Фактический материал. В основу диссертации положены материалы, собранные автором в ходе работ по геологической съемке (2,5 планшета), геологическому доизучению площади (5,5 планшетов) и подготовке геологической карта к изданию (12 планшетов) в 1985-87 и 1989-91 гг. в составе Каройской партии Поисково-съемочной экспедиции

-г -

ПГО "Южказгеология". Основная методика работ - среднемасштабное геологическое картирование с сопутствующим составлением детальных литолого-структурных разрезов, дешифрированием aspo-и космофото-снимков, структурно-параметрическим бурением, изучением пространственной ориентировки структурных элементов, с обработкой данных и составлением структурных диаграмм. Проводилось также геолого-геофизическое моделирование (выполнялось совместно с Т.А.Киселевой) с переинтерпретацией и обработкой на ЭВМ данных ыагнито- и гравиразведки и составлением геолого-геофизических разрезов до/^ глубины 5 км.

Научная новизна. Установлен покровный характер структуры Малого Каратау. Расшифрована общая последовательность каледонских деформаций, выделены этапы деформаций и определен возраст основных этапов с учетом данных изотопной геохронологии. Показано, что все складчатые формы в Малом Каратау образовались в каледонскую стадию, а байкальские дислокации складчатостью не сопровождались. Проанализированы причины изменения вергентности структур с юго-западной на северо-восточную в течение каледонского цикла. Доказана миграция деформаций в юго-западном направлении на протяжении карадока--ашгилла. Описан характер деформаций герцинского и альпийского этапов в пределах каледонского основания и оценена их роль в преобразовании каледонской структуры; показано также, что Главный Карата-уский разлом не являлся в позднепалеозойское время границей струк-турно-формационных зон. Предложена модель геодинамического развития Малого Каратау в раннепалеозойское время.

Практическое значение работы. Результаты проведенных исследований положены в основу готовящейся к изданию Го<сгеолкарты-50, по-крывающей'всю территорию фосфоритоносного бассейна, и используются в настоящее время при оценке перспектив региона на фосфориты. Новая интерпретация структуры позволяет также выделить площади, перспективные на обнаружение новых месторождений подземных вод.

Апробация работы. Основные результаты исследований докладывались автором на общем собрании лаборатории стратиграфии и палеонтологии ИГН им.Сатпаева АН Каз ССР (1987), на совете молодых специалистов ПСЭ ПГО "Юисазгеология" (1989), в ходе подготовки и защиты опорной легенды к Госгеолкарте-50, представленной в Каз. филиал НРС ВСЕГЕИ (1989), на защите производственного отчета в ПГО "Екказгеоло-гия" (1990), на конференции молодых ученых и специалистов Казахста-

на и Средней Азии (1990), а также в ходе совместных работ и подготовки к публикации советско-американской монографии "Сравнение ран-непалеозойских карбонатных платформ пассивных окраин в Малом Кара-тау (Казахстан) и в штатах Невада-Юта (запад, США) (1990,1992). Основные положения изложены также в пяти статьях (две в соавторстве) и в двух коллективных производственных отчетах.

Объем и структура работы. Диссертация состоит из трех основных глав, введения и заключения. Иллюстрации включают одну таблицу, 17 текстовых рисунков и 18 фотографий. Список использованной литературы - 112 наименований. Общий объем работы - 143 страницы, из них 119 страниц.машинописного текста.

Автор искренне благодарен А.В.Авдееву, К.А.Азбелю, М.А.Гончарову, Г.Х.Ергалиеву, В.Г.Жемчужникову, В.Г.Королеву, О.Н.Краеву, Г.Е.Куку, А.М.Мамбетову, В.С.Милееву, В.В.Миссаржевскому, И.Ф.Никитину, Ж.С.Саргаскаеву, Н.Н.Севрюги ку, М.Е.Тэйлору, Т.Н.Херасковой, С.Я.Шувалову, Б.С.Ужкенову за советы и поддержку, и особенно признателен М.К.Аполлонову, М.Г.Ломиэе и Л.А.Мирошниченко, чье постоянное внимание и участие помогли начать и выполнить эту работу.

I. ОБЩИЕ СИДЕНИЯ 0 ГЕОЛОГИИ МАЛОГО КАРАТАУ

Малый Каратау представляет северо-восточные отроги хребта Ка-ратау - протяженного горного кряжа, разделяющего Сырдарьинскую и Чу-Сарысуйскуг впадины. В экономическом отношении это крупнейший фосфоритоносный бассейн; з геологическом отношении - уникальный объект с широким спектром отложений самых разнообразных обстановок осадконакоплекия, богатейшими комплексами кембрийской и нижнеордовик-ской_ фауны и весьма своеобразной покровно- складчатой структурой.

1.1. История геологических исследований отчетливо разделяется на три этапа. На первом этапе, охватывающем конец 19 и начало 20-го века (до середины 30-х годов), проводились единичные маршрутные пересечения (Н.А.Северцов), мелкомасштабное геологическое картирование всей территории (В.Н.Вебер) и двухсоттысячные съемки отдельных планшетов (В.Ф.Беспалов, В.Н.Бубличенко, М.С.Волкова, И.И.Машкара, Л.Н.Тарасов). В результате работ были охарактеризованы наиболее общие черты геологического строения и заложены основы стратиграфии Малого Каратау.

На втором этапе с конца 30-х до конца 60-х годов проводились систематические детальные работы на всей территории Малого Каратау; началом их послужила находка И.И.Машкарой пластовых фосфоритов в

1935 году. В сороковые годы велись поисковые Ш.Л.Безруков) и разведочные (Е.М.Гиммельфарб) работы на фосфориты, в ходе которых были найдены и описаны практически все известные в настоящее время месторождения, а также разработаны довольно детальные схемы стратиграфии и тектоники региона.

С 1954 года проводилась полистная геологическая съемка (А.И. Красильников, Х.Д.Лем, Н.В.Седов, Г.А.Ярмак и др.); параллельно велись тематические работы по оценке перспектив ванадиеносности (С.Г. Анкинович), по биостратиграфии нижнего палеозоя (К.А.Лисогор) и стратиграфии докембрия (В.Г.Королев). В результате работ для всей территории была составлена весьма подробная геологическая карта масштаба 1:50000, детально разработана стратиграфия и предложена тектоническая схема Малого Каратау.

Третий этап охватывает период с начала 70-х годов до^дане. Основное внимание в это время уделялось тематическим работам по страти-г графии и палеонтологии (М.К.Аполлонов, С.В.Дубинина, Г.Х.Ергалиев, С.П.Конева, А.М.Мамбетов, В.В.Миссаржевский, М.Е.Тэйлор, М.Н.Чугае-ва и др.), литологии и седиментологии (ЭтА,Еганов, В.Г.Жемчужников, Г.Е.Кук, К.С.Саргаскаев, Ю.К.Советов и др.), структурной геологии и тектонике (Т.В.Гиоргобиани, М.Р.Гуламов, Е.И.Паталаха, А.Т.Тан-сыкбаев и др.). В результате работ были разработаны схемы ярусного и зонального членения верхнего кембрия, предложен потенциальный стратотип границы кембрийской и ордовикской систем, выделен верхний ярус кембрийской системы, а также обоснованы седиментологические модели для докембрия и нижнего палеозоя Малого Каратау и внесены изменения в прежние структурные схемы.

В это же время были проведены разведочные работы практически на всех месторождениях фосфоритов, а также работы по геологическому доизучению территории Малого Каратау.

1.2. Очерк стратиграфии,магматизма и тектоники. Все осадочные образования Малого Каратау группируются в три комплекса - верхне-протерозойско-нижнепалеозойский (верхний рифей, венд, кембрий, нижний и средний ордовик), верхнепалеозойский (средний - верхний девон, карбон, пермь) и мезозойско-кайнозойский (нижняя юра, палеоген, неоген, антропоген). Границами комплексов являются поверхности региональных несогласий, отвечающие границам трех структурных этажей.

Отложения верхнего протерозоя сопоставимы с образованиями континентальных рифтов - это существенно терригенные серии с подчиненными карбонатами и значительными количествами кислых эффузивов. Для

докембрия выделяются две фациальные подзоны - каройская и кокжотс-кая. В каройской подзоне разрез представлен пятью согласно залегающими одна на другой свитами. Тогузбайская свита, образующая основание разреза, представлена красно цветккми глинистыми известняками и строматолитовыми известняками. Вверх по разрезу они постепенно сменяются песчаниками и алевролитами коксуйской свиты, часто встреча^ щимися во флишоидном переслаивании. В верхах свиты появляются конгломераты, разрез огрубляется и флишоидные серии сменяются крайне мелководными кварц-полевошпатовыми и кварцевыми косослоистыми песчаниками и конгломератами актугайской свиты. Выпе актугайской свиты лежат строматолитовые доломиты, часто окремненше, песчаники, кремни, глинистые и кремнистые сланцы чичкансксй свиты, перекрывающиеся в свою очередь отложениями курганской свиты, представленными косо-слоистыми песчаниками с многочисленными горизонтами кислых туффитоз. Возраст тогузбайской, коксуйской и актугайской свит определяется как верхнерифейский; возраст чичканской и курганской свит - как вендский.

В кокжотской подзоне основание разреза образуют мощные флихэ-идные последовательности кокжотской серии и болькекаройской свиты, взаимные соотнесения рсоторых невыяснены. Большекаройская свита перекрывается без углового несогласия (по нашим наблюдениям) грубообло-мочными полимиктовыми конгломератами гересской свиты. Весьма характерная смена глубоководных флишоиднкх отложений мелководными конгломератами позволяет сопоставить большекаройскую и гересскую свиты с коксуйской и актугайской соответственно. Возраст всех трех свит кокжотской подзоны определяется как позднерифейский, однако для кокжотской серии не исключены и раннэпалеозойские датировки.

Отложения верхнего венда и нижнего палеозоя сопоставимы с образованиями пассивных континентальных окраин - это практически чисто карбонатные серии с относительно маломощными терригенлыми пачками в основании и в верхах разреза. Верхневендские отложения (кырша-бактинская свита) - доломиты, песчаники и алевролиты ложатся согласно на курганскую свиту или с угловым несогласием на более древние образования. Выше согласно ложатся чулактауская свита нижнего кембрия, включающая фосфоритовый горизонт и джиланская свита (доломиты) нижнего-среднего кембрия. Более молодые отложения значительно различаются з центральной части и по периферии Малого Каратг.у. В центральной подзеке, отвечавшей наиболее мелководной области, вы-

- б -

деляются бугульская свита среднего кембрия и карашатская свита среднего кембрия-нижнего ордовика, сложенные преимущественно доломитами. На северо-востоке территории развиты более глубоководные отложения - пелагические глинистые известняки жумабайской свиты (низы среднего кембрия в северо-восточной подзоне и средний кем-брии-низы тремадока в периферической подзоне) и склоновые отложения - плоскообломочные брекчии бестогайской свиты среднего кембрия -низов тремадока в северо-восточной подзоне и тремадока - аренига в периферической подзоне. В северо-восточной подзоне бестогайская свита перекрывается с диахронной границей доломитами карашатской свиты. На юго-западе территории склоновые отложения выделяются в шошкабулакскую свиту, залегающую с тектоническим контактом выше карашатской свиты. Возраст шошкабулакской свиты определяется с большой долей условности как тремадокский-аренигский (не исключены однако и докембрийские датировки). Верхи карбонатного разреза слагают мелководные известняки, водорослевые известняки и доломиты актауской свиты нижнего-среднего ордовика. В северо-восточной подзоне (Аксайский блок) актауская свита перекрывается песчаниками и алевролитами жырыкаузсхой свиты лландейло. Флишоидный характер разреза свидетельствует о значительной глубине бассейна осад-конакопления на завершапцих стадиях его развития.

Отложения верхнего палеозоя значительно различаются по характеру разрезов на северо-востоке и юго-западе территории. На северо-востоке разрез слагают красноцветные конгломераты и песчаники фа-мена, терригенно-карбонатные отложения турне и существенно карбонатные - нижнего и среднего визе. Начиная с верхнего визе в разрезе резко преобладают обломочные породы - конгломераты и песчаюпси, в среднем карбоне появляются красноцветные разности, а выше, в разрезах Перми - эвапориты. На юго-западе Малого Каратау разрезы представлены полимиктовыми конгломератами, песчаниками и алевролитами тюлькубашзкой свиты среднего-верхнего девона и известняками фамен-ского яруса верхнего девона.

Отложения мезозоя и кайнозоя развиты по периферии Малого Каратау. Песчаники и конгломераты нижней юры выполняют линейный Леон-тьевский грабен, пестроцветные глины палеоцена, кварцевые конгломераты, пески и песчаники среднего эоцена и красноцветные глины миоцене. образуют обширные шлейфы, покрывающие предгорные равнины.

Магматические образования имеют ограниченное распространение на описываемой площади. Каледонские интрузии представлены четырех-

фазным средне-верхнеордовикским малокаратауским комплексом, основную роль в котором играют гранодиориты второй фазы и лейкократо-вые граниты третьей фазы внедрения. Герцинские интрузии представлены небольшими телами плагио-гранит-порфиров и многочисленными дайками базальтов и диабазов.

В тектоническом отношении Малый Каратау представляет сезеро--восточное крыло каледоно-герцинского Каратауского антиклинория; на юго-. западе он отделяется Главным Каратауским разломом от складчатого сооружения Большого Каратау, на севере, северо-востоке и юго-востоке перекрывается деформированными верхнепалеозойскими и горизонтально или моноклинально залегающими мезозойско-кайнозойс-кими отложениями. Все геологические образования отчетливо группируются в три структурных этажа - каледонский, герцинский и альпийский. Границами этажей являются поверхности несогласий, порожденных таконскими (средний-верхний ордовик) и герцинскими (средний карбон - пррмь) деформациями.

2. СТРУКТУРЫ ХРЕБТА МАЛЫЙ КАРАТАУ

2.1. Развитие представлений о структуре Малого Каратау. В ранних работах были охарактеризованы самые общие черты структуры Малого Каратау, а именно - линейный ее характер, определяющийся чередованием линейных тектонических блоков северо-западного простирания, однако интерпретации структуры предлагались саше различные. Наиболее хорошо обоснованная тектоническая модель была предложена П.Л.Безруковым; линейные блоки рассматривались как запрокинутые на юго-запад складки с полностью срезанными замками и подвернутыми крыльями. Отмечалось однако, что однообразное моноклинальное падение пород несколько противоречит предлагаемой интерпретации. Был также впервые описан крупноамшштудный субширотный надвиг в среднем течении реки Беркуты, соотношение его с основными структурами осталось невыясненным. Основные положения схемы Безрукова разделялись в дальнейшем многими геологами, и в наиболее законченной форме были сформулированы в работах Г.А.Ярмака.

Критический анализ этой модели был произведен Е.И.Паталахой и Т.В.Гиоргобиани, подчеркивавшими, что тектонические блоки нельзя рассматривать как складчатые формы, поскольку пласты нигде не укладываются ни в складки, ни в их фрагменты, а отсутствие характерного структурного парагенезиса делает сомнительным сам факт существования в Малом Каратау напряженной изоклинальной складчатое-

ти. Линейные тектонические блоки интерпретировались как клиновидные в поперечном сечении тела, ограниченные параболическими поверхностями листрических разломов.

Ни одна из моделей не объясняет такие черты структуры, как параллельность продольных разломов напластованиям и выдержанность вертикальных амплитуд разрывных нарушений по простиранию. Кроме этого неясна структурная позиция круппоамплитудных пологих надвигов, поперечных к общему простиранию структуры.

2.2. Каледонские структуры

2.2.1. Обоснование вывода о покровном строении Малого Каратау. Весьма примечательной чертой структуры Малого Каратау является совпадение простираний главных продольных разломов и простираний пластов в их крыльях. Обусловлено это тем, что сместители разломов имеют ориентировку, субпараллельную напластованиям пород. Разница в простираниях и углах падений либо отсутствует, либо составляет первые градусы и лишь в единичных случаях достигает величины 15-20°. Наиболее хорошо это видно на примере Малокаройского разлома, самого крупного среди аналогичных продольных.разломов. В многочисленных обнажениях вдоль юго-западного склона Малокаройской долины, а также по данным бурения устанавливается, что Малокаройский разлом сохраняет субпараллельцую напластования!.! ориентировку на всем протяжении как по простиранию, так и вкрест простирания структуры при любых углах падений от 0 до 90°. Поперечное сечение структуры раскрывается в районе города Жанатас, где на участке наибольшего воз-дымания шарниров продольных складок на поверхности обнажаются сред-неордовикские известняки лежачего крыла, перекрытые по пологому кадвигу верхнерифейскими песчаниками висячего крыла. Поверхность сместителя Малокаройского разлома образует складчатые формы, в точности повторяя конфигурацию складок, - образованных пластами пород б крыльях разлома. Породы висячего крыла представляют аллохтон, залегающий на среднеордовикских известняках лежачего крыла (аллох-тонный характер залегания подтверждается также переинтерпретацией данных гравиразведки).

Амплитуда горизонтального перекрытия, устанавливаемая в обнажениях, составляет 6 км; полная горизонтальная амплитуда может достигать 20-30 км. Большая величина горизонтальной амплитуды и неоднократная смена падений сместителя на встречные свидетельствуют о парьякном характере Малокаройского надвига. Отсутствие признаков

замыкания пластов в складки внутри тела покрова свидетельствует, что покров не является фрагментом лежачей антиклинали, а представляет сколотую послойным срывом пластину осадочного чехла, т.е. является покровом второго рода по классификации П.Термье. Аналогами Мзлокаройского разлома являются Жанатасский, Арбатасский, Аксайский, Кулкольский и Ушбулакский разломы, разделяющие линейные тектонические блоки и сохраняющие субпараллельную напластованиям ориентировку. Совпадение основных признаков позволяет их рассматривать как первично пологие надвиги по аналогии с Малокаройским разломом.

2.2.2. Основные структурные элементы.

Тектонические покровы и надвиги. В пределах Малого Каратау выделяется шесть тектонических покровов - Жанатасский, Арбатасский, Малокаройский, Аксайский, Кулкольский и Ушбулакский, названия которым даются по наименованиям базальных надвигов. Автохтоном по отношению к серии покровов являются .. флишоиды кокжотской серии и большекаройской свиты с фрагментами залегающих на них карбонатов нижнего палеозоя. Тектонические покровы имеют форму пластин или сильно удлиненных клиньев.

Жанатасский покров сложен породами тогузбайской, кыршабактинской, чулактауской, джиланской, бугульской, карашатской и актаус-кой свит. Мощность покрова уменьшается а юго-восточном направлении от 4 км до 700 м, чем определяется клиновидная его форма. Арбатасский покров сложен породами чулактауской, джиланской, бугульской,карашатской и актауской свит. Ограничивающие надвиги секут напластования под углом до 5-7°, поднимаясь и опускаясь по разрезу и в целом сходясь в северо-западном направлении. Покров" имеет форму неправильного клина, мощность которого уменьшается к северо-западу от 1,3 км до 10-30 м. Из-за малой мощности покров разбит на серию изолированных тектонических линз. Малокаройский покров сложен породами коксуйской, актугайской, чичканской, курганской, кыршабактинской, чулактауской, джиланской, бугульской, карашатской и актауской свит. Ограничивающие надвиги субпараллельны напластованиям, мощность пла- . стины изменяется от 3,7 до 4,5 юл. Аксайский покров сложен породами курганской, кыршабактинской, чулактауской, джиланской, бугульской, жумабайской, бестогайской, карашатской, актауской и жырыкауз-ской свит. Мощность пластины не превышает 2,6 км. Кулкольский покров сложен породами курганской, чулактауской, джиланской, кумабайс-кой и бестогайской свит. Весьма малая мощность пластины (от 150 до

700 м) определяется конденсированным характером разрезов глубоководных карбонатов кембрия-ордовика, играющих основную роль в строении пластины. Пластина вследствие метой мощности разбита на серию тектонических линз. Ушбулакский покров сложен породами кок-суйской, чичканской, курганской и кыршабакткнской свит. Мощность пластины достигает 800 м.

Наряду с крупными надвигами к группе субсогласных с напластованиями сколов относятся многочисленные малоамплитудные надвиги и межформационные срывы, срезающие или удваивапцие фрагменты" осадочного разреза как правило небольшой мощности. Встречаются они практически во всех блоках.

Среди субсогласных с напластованием крупных и малых надвигов выделяются разломы, секущие напластование под углами в первые градусы (как правило они развиты в пределах мощных однородных толщ), и послойные разломы, строго повторяющие ориентировку поверхностей напластований. Последние приурочены к определенным стратиграфическим уровня- - к тем, где наблюдается резкая смена литологии. Как правило это границы карбонатных и существенно терригенных пачек. Основные уровни развития послойных надвигов отвечают границам тогузбайской и коксуйской свит, чичканской и курганской свит, курганской (или кыршабактинской) и чулактауской свит, актауской и жырыкаузской свит. Второстепенные уровни т это граница чулактауской и джиланской свит и граница джиланской и жумабайской свит, отвечающие уровням незначительной смены литологии внутри нижнепалеозойского разреза.

Масштабы горизонтальных перемещений при шарьировании можно оценить для максимально упрощенной ситуации как отношение вертикальной (стратиграфической) амплитуды надвига к тангенсу угла встречи сместителя с напластованиями пород. Именно это перемещение необходимо для срезания пологим надвигом осадочного разреза той или иной мощности. Если исходить из предположения, что в поперечном сечении структуры угол встречи надвига с напластованиями в целом незначительно отличается от углов, наблюдаемых в продольном сечении (т.е. не превышает 10°), то результаты расчетов дают величины горизонтальных перемещений по отдельном надвигам от 10 до 30 км и общее горизонтальное сокращение в пределах Малого Каратау - порядка 100 км. Крупные горизонтальные перемещения по надвигам подтверждаются в ряде случаев пространственным сближением резко

различающихся фаций одновозрастных отложений - например кембрийско--ордовикских пелагических карбонатов Кулкольского блока, склоновых -Аксайского и крайне мелководных - Малокаройского блока.

Субпараллельная ориентировка сместителей главных и малых надвигов напластованию пород в их крыльях, сохраняющаяся неизменной вне зависимости от величины угла падения, свидетельствует о том, что з шарьирование вовлекались толщи, лишенные внутренних деформаций, а дислокации, обусловившие наклон пластов и формирование складок,происходили после становления покровов. Послойные надвиги являются, следовательно, структурными элементами первой, наиболее ранней возрастной генерации.

Продольные складки и флексуры весьма широко распространены в пределах Малого Каратау. Выделяются как крупные формы, захватыващие сразу несколько пластин тектонических покровов (наиболее яркий пример - складки Канатасского, Арбатасского и Малокаройского покровов в районе г.Жанатас), так и малые, не выходящие за пределы отдельных пластин. Наиболее многочисленны складчатые формы в докембрийских отложениях автохтона и достаточно часто встречаются в пределах пакета надвиговых пластин, как в породах докембрия, так и нижнего палеозоя.

Все складчатые формы, независимо от их масштаба и возраста смятых в складки пород,имеют преимущественно северо-западные простирания осей, близкие углы и азимуты падения осевых плоскостей, общую северо-восточную вергентность, встречную по отношению к направлению доскладчатых надвигов, сходную морфологию и одинаковые системы сопутствующих складчатости разрывных нарушений. Полная идентичность всех складчатых форм в морфологическом и кинематическом отношениях позволяет рассматривать их как элементы одной структурной группы и предполагать единое время их формирования. Этот вывод противоречит существующей точке зрения о том, что возраст складчатости верхнер:;-фейских отложений является позднедокембрийским. По нашим наблюдениям структурные несогласия между венд-нижнепалеозойским и верхнери-фейским комплексами отсутсгзуят (отмечается лишь пологие угловне не--согласия, фиксирующие незначительные блоковые перемещения), либо обусловлены явлением дисгармоничной складчатости; различия в интенсивности деформаций в целом минимальны, а встречная вергентность складчатых форм в отлояениях докембрия по отношению к надвигал, определяющим основные черты структуры каледонского комплекса, обусловлена различиями во времени проявления надвиговых и складчатых де-

формаций в течение каледонского цикла.

Продольные взбросы весьма сходны на первый взгляд с продольными доскладчатыми надвигами, что ранее служило основанием для объединения их в единую группу взбросо-надвигов. Основное отличие заключается в том, что продольные взбросы имеют секущее положение, а вертикальные амплитуды их невыдержаны по простиранию. Взбросы отчетливо секут напластования, срезают замки и крылья складок и в единичных случаях смещают оси складчатых форм. Все это позволяет надежно отличать их от доскладчатых надвигов и выделять в самостоятельную структурную группу.

Диагональные сдвиги, сбросы, взбросо-сдвиги и сопряженные с ними складки. Разломы, диагональные к общей структуре,образуют две системы - субширотной и субмеридиональной ориентировки. Для разломов субширотной системы характерны левосторонние сдвиговые перемещения, для субмеридиокальных - правосторонние сдвиги. Расклад сдвиговых составляющих позволяет рассматривать диагональные сдвиги как сопряженные региональные сколы.

Субширотные разломы представляют сдвиги, сбросо-сдвиги и взбросо-сдвиги, шарнирные и осевые сбросы. Развивались они на протяжении длительного времени: на северо-западе территории максимум их активности приходится на время образования надвигов, в центральной части - на время формирования складок, .на юго-востоке широтные левые сдвиги являются постскладчатыми.

Субмеридиональные разломы представлены крупно амплитудными (до 5 км) правыми сдвигами, взбросо-и сбросо-сдвигами, в большинстве случаев с приподнятыми восточными крыльями. Меридиональные сдвиги смещают доскладчатые надвиги, оси складчатых форм и продольные взбросы. В ряде случаев сдвигам сопутствуют сосдвиговые складки, формирующиеся на тех участках, где меридиональные простирания разломов изменяются ь сторону северо-западных, развернутый фрагмент разлома создает поперечный упор, и горизонтальное сжатие реализуется не в сдвиговом проскальзывании, а в смятии пород.

Меридиональные сдвиги близки по времени формирования интрузиям гранитоидов малокаратауского комплекса. В одних случаях смещения предшествовали внедрению, и интрузивы прорывали сосдвиговые складки либо наследовали ориентировку самих сдвигов, в других случаях - были практически одновременными и ореолы контактовой мра-моризации распространялись вдоль разлома, сместившего массив, в

третьих случаях сдвиги происходили после становления интрузивов.

Региональная система мегатрешиноватости. Кроме крупных разломов в породах широко развиты различные трещины; часть из них вполне отчетливо выражается на среднемасштабных аэрофотоснимках. В распределении трещин устанавливаются четкие закономерности. Выделяется четыре системы трещин: продольной (Аз.300-320°), поперечной (Аз.40-45°) и диагональной (Аз.350-355°и Аз. 80-90°) ориентировки по отношению к простиранию складчатых структур. Трещины и малоамплитудные разломы продольной и диагональных систем по соотношениям со складчатыми формами, по характеру перемещений и по пространственной ориентировке являются прямыми аналогам продольных взбросов и диагональных сдвигов. Поперечные трещины, представляющие в большинстве случаев трещины отрыва, аналогов среди крупных разломов не имеют. Примечательный факт, что на общих разворотах структуры происходят соответствующие развороты систем трещин, неизменной остается только их ориентировка по отношению к складчатым формам. Это свидетельствует о генетическом родстве складчатых форм и систем трещин и позволяет рассматривать перечисленные трещины, ма- • лые и крупные разломы как сопутствующий складчатости структурный парагенезис.

Продольный кливаж, кливажние складки и продольные сдвиги представляют совершенно самостоятельную группу структурных элементов. Продольный кливаж развивается в наиболее сжатых частях структуры -главным образом в центральной, самой узкой части котаотского блока; интенсивность его постепенно падает в северо-западном и юго-восточном направлениях. Трещины кливажа имеют устойчивые северо-западные простирания (300-320°) и крутые (70-90°) юго-западные падения. Продольному кливажу сопутствуют многочисленные мелкие складки с крутопадающими к юго-востоку шарнирами и метаморфизм пород, достигающий в-максимуме зеленосланцевого. Крутые (30-90°) падения шарниров кливажных складок свидетельствует о продольном сдвиговом течении материала.

Наложенный характер продольного кливажа наиболее отчетливо устанавливается на локальных разворотах структуры, где продольные складчатые формы имеют не северо-западные, а субширотные простирания и углы пересечения их осей с продольным кливажем достигают 50° (р. Актугай).

2.2.3. Общая последовательность и основные этапы каледонских деформаций. Наблюдаемые соотношения структурных элементов позволяют восстановить общуг? последовательность каледонских деформаций. На

первом этапе развивались ориентированные к юго-западу пологие надвиги, в результате перемещений по которым был сформирован пакет тектонических пластин. На втором этапе в результате смятия пакета пластин сформировались продольные складчатые формы встречной по отношению к надвигам, северо-восточной вергентности, а также продольные взбросы. На третьем этапе происходили основные перемещения по диагональным сдвигам и формировались сосдвиговые складки; на четвертом - система продольного кливажа, кливажные складки и продольные сдвиги. Три первые этапа отвечают трем основным этапам полного эволюционного ряда деформаций (по В.С.Бурт-ману) и являются типичными для многих складчатых сооружений; деформации четвертого этапа, - напротив, весьма специфичны и имеют лишь локальное распространение.

Время образования тектонических покровов устанавливается как карадокский век среднего ордовика на основании того, что возраст наиболее молодых отложений, принимающих участие в строении надвиговых пластин, определяется как лландейлский, а возраст прорывающих надвиги гранитоидов отвечает границе среднего и позднего ордовика. Время развития складчатых форм устанавливается по возрасту гранитоидов (на том основании, что сопутствующие складчатости сдвиги близки по времени формирования интрузиям) как конец среднего - начало позднего ордовика. Данные о возрасте продольного кливажа отсутствуют, однако можно допустить его позднеордовик-ский возраст, исходя из предположения, что развитие кливажа не было значительно оторвано во времени от деформаций предыдущих этапов.

2.2.4. Соотношение каледонских структур хребтов Малый и Большой Каратау. Естественным продолжением структур Малого Кара-тау к юго-западу является каледонский складчатый комплекс Большого Каратау. Основную роль в структуре здесь играют разномасштабные линейные складки, в большинстве случаев имеющие юго-западную вергентность; прямые и наклоненные к северо-востоку складчатые формы развиты только в полосе, непосредственно примыкающей к Главному Каратаускому разлому. Складки нарушены продольными взбросами и диагональными сдвигами, взаимные соотношения которых идентичны тем, что наблюдаются в Малом Каратау. Возраст складчатости Большого Каратау определяется как начало позднего ордовика на том основании, что отложения бешарыкской свиты среднего-верхнего ордовика принимают участие в строении складчатых форм.

Характерная черта - отсутствие в Большом Каратау тектонических покровов. Времени развития доскладчатых надвигов в Малом Каратау (карадокский век) здесь отвечает период накопления флкша. Деформации в Большом Каратау начались примерно на 10 млн. лет позже, чем в Малом Каратау. Это свидетельствует об общей миграции деформаций в юго-западном направлении.

Время формирования складок в Большом Каратау весьма близко времени развития постнадвиговых складчатых форм в зоне Малого Каратау, что позволяет рассматривать все складки как элементы од-новозрастной ассоциации. Общая структура комплекса складок несь-ма характерна - она представляет крупный дивергентный веер ан.::-клинорной морфологии. Ось веера проходит вблизи Главного Карата-уского разлома. В Большом Каратау и, видимо, в пределах кокжотс-кого блока в складки-смяты ранее недислоцированные толщи; в пределах Малого Каратау складчатость наложена на пакет надвиговых пластин, Пространственное совмещение тыловой части позднеордовик-ского складчатого веера и фронтальной части среднеордовикского надвигового комплексе обусловило смену вергентности структур в течение единого деформационного цикла в пределах Малого Каратау.

2.3. Нослекаледонские структуры.

Герцинские и альпийские деформации значительно уступают каледонским по интенсивности, однако их анализ необходим для оценки степени преобразований каледонских структур в позднее время.

2.3.1. Герцинские структуры заметно различны на северо-востоке и на юго-западе Малого Каратау. На северо-востоке породы, представленные отложениями континентальных и мелководных морских бассейнов от фамена'до верхней перми, лежат моноклинально и субгоризонтально, либо образуют пологие складчатые формы. Интенсивность деформаций возрастает в полосе, граничащей с образованиями каледонского комплекса, здесь развиты сжатые до изоклинальных складки.

Выделяются деформации двух этапов. На первом развивались обращенные к юго-западу малоамплитудные надвиги вдоль границы девонских и протерозойско-нижнепалеозойских толщ, а также серии наклоненных к юго-западу складок, нарушенных в отдельных случаях небольшими взбросо-надвигами. На втором зтапе формировались продольные взбросы и левые взбросо-сдвиги северо-западного простирания, перемещения по которым обусловили общее воздымание в осевой

части Малого Каратау. Взбросы сопровождались формированием многочисленных флексур и сжатых запрокинутых к северо-востоку складок в отложениях девона и карбона вблизи границы структурных этажей. В породах докембрия и нижнего палеозоя складчатые формы не формировались, здесь отмечаются только взбросовые и сдвиговые перемещения по некоторым разломам каледонского заложения.

На юго-западе территории породы среднего-верхнего девона слагают обширные брахисинклинали с северо-западным простиранием осей. Складки осложнены пологими надвигами, продольными и диагональными сдвигами и сбросами и поперечными складчатыми перегибами. В пределах каледонского структурного этажа вблизи контакта с верхнепалеозойскими образованиями наблюдаются пликативные деформации - под-вороты пластов и изгибы осей складок, повторяющие конфигурацию гер-цк:юких брахисинклиналей.

По строению разрезов и по характеру структур герцинские обра- ' зования на юго-западе Малого Каратау идентичны герцинидам Большого Каратау«-Это свидетельствует, что в позднепалеозойское время Главный Каратауский разлом не являлся границей структурно-формационных зон.

2.3.2. Альпийские структуры. В строении альпийского структурного этажа принимают участие породы нижней юры, слагающие пологие складчатые формы, породы палеоцена, эоцена и миоцена, образующие пологие до субгоризонтальных моноклинали, и плиоцен-четвертичные отложения, горизонтально ложащиеся на гее более дрёвние образования. Альпийские движения в пределах поля развития палеозойских пород отчетливо фиксируются по смещениям поверхности предверхнемелового пенеплена.

В результате альпийских движений б;«о сформировано линейное сводовое поднятие, отвечающее положительной морфоструктуре хребта Каратау. Перемещения сопровождались подновлением разломов палеозойского заложения; подвижки по разломам имели в большинстве случаев характер осевых сбросов с вертикальны;.« амплитудами в первые сотни метров.

Деформации герцинскэ^о и альпийского этапов не сопровождались ни значительным горизонтальным сокращением, ни перестройкой структурного плана '»ледонид. Видоизменения, вносимые ими в структуры основания* весьма слабы и выражаются лишь в малоамплитудных перемещение- по разломам и крайне редко - в незначительных изменениях у:'.гаа и азимутов падения пластов. Основные черты современной струк-

туры определяются, следовательно,каледонскими деформациями.

3. ПАЛЕОТЕКГОНИЧЕСКИЕ РЕКОНСТРУКЦИИ

Существуют различные модели, объясняющие палеотектоническую позицию раннепалеозокского бассейна Каратау. В одних схемах бассеГ.н рассматривается как фрагмент юго-западной пассивной окраины Казахстанского микроконтикента, в других - как фрагмент северо-восточной пассивной окраины Сырдарьинского микроконтинента, в третьих - как рифт, разделяющий два микроконтинента, с осью вблизи Главного Кара- _ тауского разлома. Прежде чэм охарактеризовать палеотектоническое положение каледонского орогена хребта Каратау необходимо определиться с количеством и конфигурацией тех блоков, взаимодействие которых этот ороген породило.

3.1. Строение и эволюция бассейна седиментации в пределах Малого Каратау (поздний протерозой - ранний палеозой). Бассейн Малого Каратау прошел длительное развитие от зарождения в результате деструкции континентального массива а позднем рифее до закрытия при сближении сиаличесюэс блоков в среднем - позднем ордовике. В истории развития отчетливо выделяются два этапа - позднедокембрийский с существенно терригенным осадконакоплением и венд-раннепалеозойский с существенно карбонатным осадконакоплением. Образования первого этапа сопоставимы с отложениями континентальных рифтов, второго - с отлокенияда пассивных окраин.

■ В истории развития выделяются периоды с однородными обстановка-ми осадконакоплення к периоды направленного нарастания глубины бассейна. На протяжении большей части истории развития сохранялась тенденция к более интенсивному прогибанию и большей глубине бассейна на востоке и северо-востоке Малого Каратау. Зто устанавливается по преобладающему направлению палеопотоков во флишоидных отложениях коксуйской и большекаройской свит (средний азимут 94° по ЗШ замерам), по смене конгломератов актугайской свиты косослоистыми песча- -никами с последующим полным исчезновением мелководных разностей из разреза; по смене существенно терригенных отложений чичканской свиты на существенно карбонатные и карбонатно-чёрносланцевне; по смене мелководных лагунных доломитов склоновыми брекчиями и пелагическими глинистыми известняками в разрезах шабактинской серии от среднего кембрия до нижнего ордовика, по двукратному увеличению мощностей мо-нсфациалъных толщ курганской свиты от 450 до 900 м, а также по пространственным соотношениям затопленных и осушенных территорий в кыр шабактинское, чулактауское, джилакское и предположительно в лирыка-

узское время, когда в юго-западной и отчасти в центральной области Малого Каратау существовали осушенные территории.

Постоянно выраженный уклон к северо-востоку, а также то, что на протяжении практически всей истории развития отсутствуют признаки сноса обломочного материала в противоположном направлении,позволяет предполагать, что восточнее и северо-восточнее Малого Каратау в позднем протерозое и раннем палеозое существовал достаточно глубоководный бассейн.

3.2. Региональное обрамление Малого Каратау в раннем палеозое и геодиназаическая обстановка каледонских деформаций. О характере регионального обрамления Малого Каратау можно судить по строению осадочных и магматических комплексов, обнажающихся в Большом Каратау и Северном Тянь-Шане. В Большом Каратау шжнепалеозойские отложения представлены кремнистыми, карбонатными и флишоидными разностями. Более глубоководный по сравнению с Малым Каратау характер отложений свидетельствует о существовании юго-западного склона подводного карбонатного плато Малого Каратау. Близкий характер разрезов, а в ряде случаев и полное сходство пород, в частности пелагических известняков кембрийской системы, содержащих одинаковые комплексы фауны в сопредельных Мадокаратауской и Большекаратауской зонах, свидетельствует, что в раннем палеозое Малый и Большой Каратау представляли фрагменты единого бассейна. Широкое развитие карбонатных и кремнисттых пород свидетельствует, что в раннепааеозойское время осадконакопление происходило на значительном удалении от суши, в условиях более сходньос с обстановками пассивных окраин, чем с обста-новкаыи межконтинентальшх и внутринонтинентадьных рифтов.

По ориентировке палеопотоков устанавливается, что снос обломочного материала в средне-позднеордовикский прогиб Большого Каратау шел с юго-запада, в том ке направлении, что и в верхнерифейс-кий прогиб Малого Каратау. Единое направление сноса, а также огромные объемы продуктов размыва граннто-метаморфического субстрата позволяет предполагать, что юго-западнее Большого Каратау находился сиалический массив (Сырдарьинский микроконтинент).

Северо-восточное продолжение структур Малого Каратау раскрывается в горных цепях Тянь-Шаня. В западной части Киргизского хребта и далее к югу границей Каратау-Таласской зоны с обнажающимися северо-восточнее метаморфическими сланцами нижнего протерозоя Кокче-тав-Северо-Тянь-Шаньского массива является офиодитовый шов, просле-

живающийся на 200 км в юго-восточном направлении до долины Нарына, где шов поворачивает на восток и проходит далее вдоль границы зон Северного и Срединного Тянь-Шаня. Продолжению шва в северо-западном направлении видимо отвечают серпентиниты, базальты и крепни, вскрытые скважинаии в низовьях реки Чу под кайнозойскими отложениями, и возможно серпентиниты эсхулинского купола, однако вопрос о положении сутуры в пределах Казахстана нуждается в дальнейших исследованиях.

Офиолиты представлены апогарцбургитовыми серпентинитами, гм-фиболизированными габбро, с сериями параллельных даек диабазов и шаровыми лавами в верхах разреза с подчиненными прослояья ¡аш и известняков, зозраст которых устанавливается по конодонтам как позд-некембрийский - раннеордовикский. Полный набор членов офиелитовой ассоциации позволяет предполагать, что з раннепалеозойское время на месте шва существовал бассейн с корой океанического типа, ограничивавший на северо-востока область Большого и Малого Кзратау. В этой интерпретации Большой Каратау может рассматриваться как открытый шельф, а Малый Каратау - как карбонатная банка на внешнем крае пассивной континентальной окраины.

К северо-востоку от бассейна с океанической корой располагался Кокчетав-Северо-Тянь-Шаньский никроконтинент в пределах которого с лландейло по ашгилд развивался пояс андезитовых вулканитов и содутстзующих им интрузий 1 гранитоидов, сходных с образованиям энсиалической островной дуги. Грани тс иды распространены главным образом к северо-востоку от сутуры, однако в ряде мест они прорывают офиолиты и переходят через шрв в пределы Каратауской зоны.

Вкрест простирания С-тепняк-Северо-Тянь-Шаньской магматической дуги устанавливается петрохимическая зональность гранитоидов, выражающаяся в увеличении удельного содержания окиси калия, а также отношения окиси калия к окиси натрия в западном, юго-западном и сгнои направлениях в северной, центральной и восточной части пояса соответственно. По аналогии с современными зонами субдукцки, где направление увеличения роли калия отвечает направлению погружения океанической пластины, можно предполагать, что субдукция под Степняк--Северо-Тянь-Шаньскуп-дугу в позднеордовикское время шла в целом в юго-западном направлении.

В этой интерпретации офиолитовый бассейн, ограничивавший на северо-востоке Малый Каратау, отвечает задуговому морю. 3 ходе суб-

дукции происходило сближение сиалических блоков в тылу дуги, в результате чего к началу карадока (в рассматриваемом пересечении структуры) бассейн закрылся, а последовавшее за этим столкновение Сырдарьинского и Кокчетав-Северо-Тянь-Шаньского микроконтинентов вызвало деформации в зоне Малого Каратау. По мере продолжения суб-дукции напряжения сохранялись, деформации эволюционировали и распространялись в юго-западном направлении. Ориентированные к юго-западу надвиги каледонского комплекса Каратау являются антитетически-1 ми по отношению к плоскости субдукции, что определяет сходство тектонического стиля каледонид Каратау с Ларамийским комплексом Скалистых гор.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты проведенных исследований позволяют сделать следующие выводы, предлагаемые в качестве защищаемых положений:

1. Каледонская структура Малого Каратау представляет собой серию смятых в складки покровных тектонических пластин. В процессе деформации последовательно формировались: I - пакет тектонических пластин, надвинутых одна на другую в юго-западном направлении; 2 -продольные складки северо-восточной вергентности, Естречной по отношению к надвигам, и продольные взбросы; 3 - диагональные сдвиги

и сопряженные с ними складчатые формы; 4 - система продольного кли-ва-ха, кливажных складок и продольных вязких сдвигов в наиболее ежа- * тых частях структуры.

2. Шарьирование покровных пластин произошло в карадоке; время формирования продольных складок, продольных взбросов и диагональных сдвигов устанавливается как конец среднего - начало позднего ордовика по возрасту соскладчатых гранитоидов; время развития про*-дольного псстскладчатого кливажа определяется условно как конец позднего ордовика. Ня пру-гя-екли карадока и апгилла деформации мигрировали ь ыо-западу из Малого Каратау в Большой Каратау в на-пр^.-.еши преобладающей вергентности структур.

3. Каледонская складчатость явилась главной не только для нижнепалеозойских и вендских, но и для верхнерифейскк толщ Малого Каратау. Различия в масштабах складок и дисгармоничность складчатости в терригекных породах рифея и в карбонатах нижнего палеозоя обусловлены резко различающимися деформационными свойствами пород, а не проявлением байкальской складчатости.

4. Деформации герцинского и альпийского этапов не сопровожда-

лись в Малом Каратау ни значительным горизонтальным сокращением структур, ни изменением структурного плана каледонид. Соответствующая перестройка каледонских структур выражалась в образовании малоамплитудных надвигов, взбросов, сдвигов и крайне редко - пологих складок.

5. Нижний палеозой Малого Каратау - комплекс подводной карбонатной возвышенности на пассивной окраине Сырдарьинского микроконтинента. Каледонское покровно-складчатое сооружение Каратау сформировалось в результате коллизии Сырдарьинского микроконтинента и Кокчетав--Северо-Тянь-Шаньской энсиалической островной дуги при замыкании за-дугового бассейна.

По теме диссертации опубликованы следующие работы:

1. Алексеев Д.В. Роль продольных разломов в формировании структуры Малого Каратау//Вестник АН КазССР. - 1990. - »4. - С.76-81.

2. Алексеев Д.В. Последовательность каледонских деформаций в хребте Малый Каратау//Геология прогнозирование и оценка месторождений полезных ископаемых Казахстана. - Алма-Ата, 1990. - С.134-138.

3. Алексеев Д.В. Соотношение структур встречной вергентности

в каледонском комплексе Малого Каратау/УПетрология и минералогия Казахстана и Средней Азии. - Алма-Ата. - 1990. - С.37.

4. Алексеев Д.В., Краев О.Н. Признаки покровного строения Малого Каратау//Геология и полезные ископаемые юга Казахстана. - Алма-Ата: Гылым, 1991. - С.128-132.

5. Алексеев Д.В., Колесников Е.М., Смоляр М.И., Соколов С.Е. Новые данные о возрасте гранитоидов хребта Малый Каратау по результатам кь-Sr и K-Ar датирования//Вестник МГУ. (в печати).