Геологическое строение Южного склона Кунгей Ала-Тоо

Геологическое строение Кунгей Ала-Тоо

Геология — совокупность наук о строении Земли, её происхождении развитии, основанная на изучении геологических процессов, вещественного состава, структуры земной коры и литосферы всеми доступными методами с привлечением данных других наук и дисциплин. Коротко геологию можно определить как науку о составе, строении и закономерностях развития Земли. Геология прошла длительный и сложный путь развития. Круг объектов её исследования расширялся, и распространился на всю Землю и объекты Солнечной системы. В геологии шли процессы дифференциации структур и объектов изучения, это сопровождалось специализацией научных направлений и интеграцией знаний, совершенствовались методы и инструменты исследований. В геологии предметом исследования является геологические объекты, их свойства, закономерности строения, взаиморасположения, происхождения и развития во времени и пространстве. Главная отличительная черта геологического строения территории Ысык-Кульской области заключается в том, что в результате многоэтапных встречных горизонтальных движений блоков земной коры здесь произошло сильнейшее скучивание геологических тел. На относительно небольшой площади сконцентрированы геологические структуры которые в своем продолжении к Земле занимают огромные площади. Многие особенности геологии обусловлены этим обстоятельством. На территории области развиты горные породы всех геохронологических групп: архея, протерозоя, палеозоя, мезозоя и кайнозоя. Самые низы разреза области представлены гнейсовым фундаментом Тянь-Шаня, который сложен архейскими образованиями с возрастом более 2,5 млрд лет.. Качаганов Ш., Санькова В. П. Геологическая карта Киргизской ССР. — ОмскТашкент, 1987.].

Они выходят к хребту Кёолю, Сары-Жаз и Теректи и представлены гнейсами, мигматитами, мраморами, графитсодержащими породами, кристаллическими сланцами, слюдистыми кварцитами и амфиболитами.

Эти породы представляют собой результат интенсивных преобразований, перекристаллизацией в условии высоких температур и давлений на больших глубинах. Среди амфиболитов в виде реликтов встречаются остатки ультрабазитов. Все они испытали интенсивную деформацию, пластическое течение. Первичные условия образования этих пород во многом еще не выяснены.

Однако учитывая особенности пород, а также сопоставляя их с аналогами, можно предположить, что мраморы, гнейсы и графитосодержащие породы представляют собой первичные осадки, накопление которых происходило в шельфе на пассивном крае древнейшего континента. Базиты и ультробазиты, а также слюдистые кварциты возможно представляют собой фрагменты океанической коры. Первоначально эти 2 группы пород пространственно были разобщены, совмещение их происходило, по-видимому в результате надвигания океанической коры континентальную и последующего регионального метаморфизма с большой ролью пластического течения масс. [. Качаганов Ш. Древние ледниковые комплексы горного обрамления Иссык-Куля / Северный Тянь-Шань в кайнозое. — Фрунзе: Илим, 1979.] Протерозой (2,5−0,57 млрд. лет тому назад) в пределах области представлен разнообразными образованиями. Видимые низы разреза в хребте Кунгёй Ала-Тоо сложены в основном мраморами, слюдистыми и графистыми сланцами, кварцитами. Они являются первично осадочными породами и отлагались в эпиконтинентальных морских условиях в спокойной тектонической обстановке. Встречаются гранитные тела и пространственно тесно связанные с ними магматиты. Наличие гранитных масс свидетельствует о проявлении горообразовательных процессов.

В более верхней части разреза на хребте Жетим-Бел и Жетим большую роль играют кислые вулканические породы, которые являются показателями активного края континента. По-видимому к югу от этого района находился древний океанический бассейн, продукты которого в настоящее время полностью перекрыты континентальными образованиями.

Выше кислые вулканиты переходят в карбонатные породы и кварциты возникшие за счёт кварцевых песчаников, и являются индикаторами стабилизации тектонической обстановки. Верхняя часть разреза протерозоя в регионе сложена неотсортированными грубообломочными породами — тиллитоподобными конгломератами. В ассоциации с ними встречаются вулканиты кислого и основного состава с щелочным уклоном. Они образовались в условиях континентального рифтогенеза, т. е тангенциального расстяжения земной коры. Рифтогенез явился началом образования океанических структур, которые получили широкое распространение в более позднее время, в раннем палеозое. Палеозой (570−250 млн. лет тому назад) в пределах территории Ысык-Кульской области представлен породами разных геологических обстановок. Наиболее интересными среди них являются остатки древне-океанической коры, т. еофиолитовые комплексы.

По возрасту они относятся к нижней части разреза палеозоя и представлены ультрабазитами, полосчатыми габбро, базальтами и кремнистыми породами. Здесь же встречаются ритмично слоистые глубоководные терригенные отложения с признаками накопления их в континентальных склонах и подножиях древнего океанического бассейна. Во всех случаях эти породы образуют, тектонические покровы надвинутые на шельфовые комплексы. Последние в Кунгейском хребте сложены карбонатными отложениями. В Жетимском, Ак-Шыйракскам и Сары-Жазском хребтах, наряду с карбонатными породами, большую роль играют глинистые осадки и кремни, что указывает на глубоководные условия их накопления.

В Тескейском, Жетимском, Ак-Шыйракском, Сары-Жазском хребтах кверху разрез нижнепалеозойских отложений сменяется грубообломочными толщами, свидетельствующими о наступлении горообразовательных процессов.

Все эти породы в названных районах прорваны гранитными интрузиями ордовикского-силурийского возраста (490−410 млн. лет тому назад), т. е к этому времени океанические структуры уже были закрыты, происходило столкновение обрамлявших их континентальных масс. Начиная с конца ордовика этот регион составлял часть древнего Кыргызского континента и был охвачен поднятиями. [. Качаганов Ш. Геология и палеогеография бассейна р. Чон-Кемина в четвертичное время. — Алма-Ата, 1973.].

Девон и карбон (410−290 млн. лет тому назад), встречаются в отдельных местах и представлены вулканогенными осадками, указывающими на условия активного края континента. Однако к югу от этих районов, к Энилчекскому хребту и в восточной части Какшаалского хребта мы наблюдаем обрывки океанической коры. Так называемый Туркестанский океан сохранял свое существование до конца раннего карбона. В то же время в большей части территории хребта Нарын-Тоо, Борколдой, Энилчек и Какшаал выходят морские карбонатные и терригенные отложения силура, девона и нижней части карбона, которые накапливались в условиях шельфа пассивного края древнего Таримского континента. В течение раннего карбона (355−323 млн. лет тому назад), отлагались грубообломочные осадки. Примерно в то же время внедрялись гранитные и щелочные магмы. В процессе столкновения континентов, закрытия океана и обусловленного им тангенциального сжатия образовалось сильное нагромождение и скучивание континентальных блоков. Выделены и откартированы основные тектонические швы, по которым происходило их сочленение.

Главный из них: Центрально-Тескейский прослеживающийся в северо-восточном направлении в осевой части Тескейского хребта, восточное продолжение прослеживающееся по долинам рек Арчалы, Тарагай и далее по осевой части восточного окончания хребта Терскей.

В конце палеозойской эры на территории всего Тянь-Шаня наступает платформенная, спокойная тектоническая обстановка. Начиная со второй половины Перми на протяжении триасского периода (примерно 270−205 млн. лет тому назад) протекал процесс разрушения палеозойских горных масс, не происходило накопление осадков, была образована древняя поверхность выравнивания. В течении всего мезозоя и начало кайнозоя на территории Ысык-Кульской области так и по всему Тянь-Шаню, господствовал тектонический покой. В северном подножъиТескейского хребта выходят отложения низов юры, соответствующие периоду времени примерно 205−180 млн. лет тому назад. Они залегают с глубоким размывом и древней корой выветривания на палеозойские образования и представлены конгломератами, кварцевыми песчаниками, алевролитами, глинами и пластами углей. Накопление их происходило в равнинных континентальных условиях при господстве влажного теплого климата в озёрно-болотной среде. По-видимому, юрские отложения когда-то покрывали сплошным чехлом всю территорию области, но в последующем при возникновении горных сооружений на большей его части они были размыты. После юры вплоть до начала палеогена, т. е до 65 млн. лет тому назад, регион снова находился выше уровня осадконакопления. В юрских отложениях особенно развиты конгломераты, гравийники, песчаники, алевролиты и глины. Конгломераты наблюдаются в виде линз в гравийниках, залегающих в подошве юрских отложений. Сложены они угловато и хорошо окатанными обломками кварца, сланцев, силицитов, эффузивов, известняков и песчано-алевролитовых пород, сцементированными крупнокристаллическим кальцитом.

Песчано — гравийная часть конгломератов преимущественно кварцевого состава, меньше полевых шпатов и силицитов. Текстурные особенности — слоистость внутри линз конгломератов не отмечается.

Гравийники образуют прослои мощностью от 0,5 до 13 м, состоят из угловато-окатанных обломков полевых шпатов, кварца и силицитов, хорошо окатанных зерен карбонатных пород.

Более мелкие, песчаные и алевритовые фракции содержат обломки кварца и полевых шпатов и единичные зерна сланцев, силицитов. Микроклин и калиевые полевые шпаты сильно пелитизированы. Цемент гравийников (20%) представлен глинистым веществом и пелитоморфным кальцитом. Тип цемента поровый, выполнения пор, базальный. Местами кальцит образует крустификационный цемент. Вокруг некоторых зерен концентрируются бурые окислы железа. Обломочный материал иногда раздроблен и трещинки выполнены кальцитом. Характерные кремнистые конкреции диаметром от 1 до 3 см, местами до 15 см и стяжения бурых окислов железа. Некоторые из них сохраняют форму растительного детрита. Кроме ожелезненного детрита, в гравийниках встречаются и стволы окаменелых деревьев. По текстурным особенностям гравийников выделяются три типа: 1) Пачки гравийников мощностью от 1,4 до 11,9 м, содержащие пропластки и линзы песчаников и конгломератов мощностью 0,1−0,3 м. 2) Выдержанные пласты гравийников однородного строения мощностью 1,9−3,6. 3) Гравийники, сменяющиеся вверх по разрезу песчаниками с прослоями гравийников. [. Крестников В. Н. История развития структуры и сейсмичность Северного Тянь-Шаня. — М., 1954.].

Кайнозойские отложения образованы при новейшем горообразовательном этапе Тянь-Шаня. Они широко развиты во всех крупных впадинах Ысык-Кульской области: Ысык-Кульской, Сары-Жазской, Арчалынской, Тарагайской, Кара-Сайской, Ак-Шийракской, Энилчекской. Палеоген охватывающий возраст 65−23 млн. лет тому назад, залегает с глубоким размывом на палеозой и юру и начинается щелочными базальтами, характерными для спокойных тектонических обстановок. Они встречаются в отдельных местах западной части Ысык-Кульской впадины.

Однако осадочные комплексы палеогена, начинающиеся с эоцена-олигоцена (примерно 50 млн. лет тому назад), представлены красноцветными глинами, суглинками с солью и гипсами. Они образовались при сухом жарком климате в наземных условиях. В то время еще не было высоких горных сооружений. Выше также в континентальных условиях отлагались в основном грубообломочные толщи, а в неглубоких засыхающих озёрах накапливались каменные соли. В толщах обнаружены остатки носорогов, слона, газелей, гиппариона (двупалой лошади), жирафа, черепахи, крупных кошачьих гастропод, населявших солоноватые озёра.

Начиная с плиоцена, примерно 5 млн. лет тому назад, на территории Тянь-Шаня наблюдается дальнейшее усиление горообразовательных процессов. Высоты горных сооружений достигают тех уровней, когда возникают постоянные шапки льда. В межгорных долинах и на склонах хребтов отлагались грубообломочные осадки, связанные с горными озёрами, реками, ледниками и гравитационными сползаниями со склонов. Исследования морфологии горных хребтов, характера деформации мезозой-кайнозойских образований, распределения напряжений в очагах землетрясений и напряженного состояния горных пород показали, что непосредственной причиной горообразовательных процессов является тангенциальное сжатие земной коры Тянь-Шаня в меридиональном направлении.

Предполагается что горные хребты и впадины между ними представляет собой результат коробления земной коры, что обусловлено встречным движением блоков литосферы. Наибольшее движение этих блоков происходит в крайней восточной части Ысык-Кульской области на меридиане пика Победы. Это место представляет собой наиболее высокоподнятый участок земной коры, где горные хребты максимально сближаются, а долины между ними сильно редуцируются. [. Ранцман Е. Я. К методике морфоструктурного анализа Тянь-Шаня. -М.: Мысль, 1968.].

В схеме гидрогеологического районирования представлена одноименным артезианским бассейном, малым бассейном Сары-Жазской группы и гидрогелогическими массивами-областями питания подземных вод Тескей-Кунгёйским Сары-Жазским, группой массивов горного узла Кан-Тенир. Ысык-Кульский артезианский бассейн по площади совпадает с одноименной физико-географической областью Кыргызстана и охватывает почти весь гидрографический бассейн озера Ысык-Куль, за исключением небольшого участка в его крайней западной части, принадлежащей к бассейну реки Чуй. Этот артезианский бассейн так же как и другие аналоги по Тенир-Тоо, отличается ранжированностьюводоностных горизонтов и комплексов по структурно-гидрологическим этажам. Их 3: верхний — четвертичный, средний-мезо-кайнозойский, нижний-палеозойский, допалеозойский (фундамент). Слагающие каждого из них этажей горные породы в гидрогеологическом отношении представляют собой водоносные горизонты и комплексы в сочетании с водоупорными их разностями. В качестве единой гидрогеологической структуры этот бассейн сформировался на новейшем этапе тектонического развития Тенир-Тоо.

Подземные воды верхнего структурно-геологического этажа охватывают водоносные горизонты четвертичных отложений, содержащие грунтовые и напорные воды с благоприятными условиями питания и накопления, значительными ресурсами.

Впредгорной зоны эти горизонты пользуются развитием в соподчиненных Ысык-Кульскому бассейну структурах. В горной зоне они приурочены к прерывистому покрову делювия, реже-коллювия и самостоятельного значения не имеют. В пространственном распределении водоносных горизонтов этого этажа значительна роль генетических типов четвертичных отложений. Водоносные горизонты, приуроченные к ним, представляют собой обводненную толщу, с единым зеркалом грунтовых и напорных вод, движущихся по господствующему уклону рельефа к горному озеру Ысык-Куль.

Источником их питания служат инфильтрационные потери поверхностного стока, атмосферные осадки и подземный приток со стороны гор. Чолпон-Атинское месторождение минеральных вод расположено в Ысык-Кульском районе. В 1973 году прорублена скважина глубиной 1370 м.. Сваричевская З. А. Геоморфология Казахстана и Средней Азии. -Л.: Изд. ЛГУ, 1965.].

Изучение минералогического состава шлихов, иммерсионных препаратов и шлифов всех разновидностей пород палеоген-неогеновых отложений Кунгей Ала-Тоо показало их значительное разнообразие. Выявлено около 60 минеральных видов, отражающих в целом состав пород питающих провинций-хребтов Терскей и Кунгей Ала-Тоо. Выявленные минералы по генетическим особенностям и признакам подразделены на аллотигенные и аутигенные разности. Аллотигенные (обломочные) минералы: Кварц распространен повсеместно в больших колличествах и является главным породообразующим минералом обломочных пород-песчаников, алевролитов и паттумов. Кроме того, он встречается в виде терригенной примеси в глинистых и карбонатных породах. Представлен угловатыми, полуокатанными, обычно несколько округленной формы зернами. Содержание его в песчаниках до 80−90%, а в алевролитах- 50−60%.

Полевые шпаты чаще представлены плагиоклазом, ортоклазом, микроклином, альбитом и олигоклазом. Они встречаются в песчаниках, алевролитах и паттумах в виде полуокатанных и угловатых зерен серого и буровато-серого цвета. Споверхности большинство зерен разложено с переходом в глинистые минералы (гидрослюды). Полевые шпаты по содержанию в песчаниках уступают кварцу, а в алевролитах превосходят кварц и также являются породообразующими минералами. Окатанность их всегда несколько хуже, чем у кварца, что объясняется наличием в них спайности.

В шлифах и иммерсионных препаратах отчетливо наблюдаются полисинтетические двойники. Обломки пород попадают в лёгкую фракцию и представлены чаще всего слюдистыми сланцами, известняком, гранодиоритом и гранитом. Содержание их увеличивается снизу вверх по разрезу. Особенно много обломков в песчано-алевритовых породах согутинской и джуукинской свит. В группу легких минералов иногда попадают светлоокрашенные и разложенные зерна хлорита, биотита и мусковита. Группа тяжелых минералов. Эти минералы широко представлены в песчано-алевритовых и паттумных породах, а также в песчано-алевритовом заполнителе грубообломочных пород всех свит кайнозойских моласс.

Среди них преобладают ильменит и гематит. Магнетит и ильменит встречаются в виде угловатых, реже округленных зерен. Наибольшие их содержания приходятся на чонкурчакскую и джетыогузскую свиты, но в незначительномколличестве они присутствуют и в верхних свитах неогена. Гематит встречен повсеместно, но содержание его низкое. Имеет темно-бурый цвет, полуокатанную угловатую форму зерен. Нередко зерна его с поверхности разрушены, покрыты ржавой пленкой из гидрооксилов железа.

Циркон встречен почти во всех исследованных образцах песчано-алевритовых пород моласс, однако наиболее высокие его содержания тяготеют к джетыогузской и согутинской свитам разрезов востока и юга впадины. Гинетически этот минерал тесно связан с кислыми и средними магматическими породами-гранитами и гранодиоритами. В молассах он встречается в виде призматических и бипирамидальных зерен со сглаженными гранями и отломанными краями. Весьма устойчив к выветриванию и при транспортировке, поэтому даже при окатывании нередко сохраняет первоначальные кристаллических формы. Сфен присутствует во всех свитах кайнозойских моласс однако его наиболее высокие содержания отмечены в чонкурчакской и джетыогузской свитах южных и восточных разрезов впадины.

Чаще всего он наблюдается в виде угловатых и полуокатанных бесцветных и буровато-желтых зерен конвертообразной, клиновидной и призматической формы. Источником сфена являются гранитоиды хребта Терскей Ала-Тоо. Эпидот встречен преимущественно в песчано-алевритовых породах и джетыогузской, согутинской и отчасти джуукинской свит. Зерна эпидота имеют как округлую, так и угловатую форму и окрашены в бледно-зеленый и темно-зеленый цвета. Большинство зерен с поверхности сильно разложены и зачастую подвержены хлоритизации. Хлорит наиболее широко распространен в мелкообломочных и мелкоземнистых отложениях согутинской и джуукинской свит. Незначительное его содержание отмечено с джетыогузской и шарпылдакскойсвитах. Он встречается в виде пластинчатых зерен и листочков неправильной формы с зазубренными рваными краями. Для хлорита очень характерен плеохроизм в зеленых и желтовато-зеленых тонах. [. Синицын Н. М. Об элементах палеозойского рельефа в Тянь-Шане. -Л., 1951.].

В джетыогузской свите нередко встречается разложенный хлорит, а в согутинской-хлорит с включениями циркона и рутила. Источниками хлорита служили хлоритовые сланцы и множество других метаморфических пород.

Турмалин-распространенный в кайнозойскихмолассах темноцветный акцессорный материал. Обнаружен почти по всему разрезу моласс, однако наиболее высокие его содержания приурочены к согутинской и джуукинскойсвитам. Срези зерен турмалина преобладают травянисто-зеленые и буровато-зеленые разновидности. Встречаются также бесцветный и бледно-зеленый турмалин. Форма зерен различная: призматическая, угловатая и удлененноэллипсоидальная. Источником турмалина в областях сноса могли быть кристаллические сланцы и отчасти гранитоиды. Гранат распространен главным образом в согутинской и джетыогузской свитах в виде округлых зерен буровато-красного и бурого цвета.

Наиболее высокие содержания его встречены в Торуайгырском разрезе. Оптически изотропен, отличается от других минералов высоким рельефом. Рутил встречается довольно редко и не во всех свитах, а только в чонкурчакской и шарпылдакской. Форма зерен рутила разнообразная, от угловатых до округлых. Изредка наблюдаются призматические и коленчатые зерна с обломанными и сглаженными краями. Отличается очень высокимдвупреломлениеми аномальными цветами интерференций. Окраска рутила буровато-красная, янтарно-желтая, бледно-желтая. Источником рутила могли служить как гранитоиды, так и кристаллические сланцы. Биотит-широко распространенный материал песчано-алевритовых и паттумных пород джуукинской и шарпылдакской свит, хотя в незначительном количестве встречается и в других свитах. Представленбуровато-коричневыми, темно-коричневыми и зеленовато-коричневыми угловатыми с рваными краями пластинчатыми зернами и листочками с характерной совершенной спайностью, отчетливым плеохроизом в коричневых тонах, изредка с волнистым погасанием.

Отдельные пластиночки содержат включения рудных минералов, иголочки цирконы и рутила. Источником биотита служили гранитоиды и слюдистые сланцы хребта Кунгей Ала-Тоо. [. Скворцов Ю. А. К методике геоморфологической и четвертичной съемки / Проблемы советской геологии. -М., 1934.] Мусковит в большом количестве встречен в мелкообломочных породах согутинской и джуукинской свит почти всех разрезов Иссык-Кульской впадины. Форма зерен чешуйчатая, листоватая, удлиненно пластинчатая с неровными очертаниями. Мусковит преимущественно бесцветный, реже имеет желтовато-серый цвет. Генетически тесно связан с биотитом.

Роговая обманка наблюдается в единичных зернах в гравелито-песчаных породах почти всех свит в виде угловатых слабоокатанных призматических зерен зеленого, буровато-зеленого и зеленовато-бурого цвета. Большинство зерен роговой обманки подвержено вторичными изменениями с переходом в хлорит и глинистые минералы.

Источники роговой обманки в основном метаморфические формации окружающих хребтов. В ассоциации с роговой обманкой иногда присутствует пироксен в единичных зернах. Ставролит обнаруживается очень редко, в единичных зернах. Имеет угловатую и удлиненно-призматическую форму. Цвет зерен желтый. Генетически связан с метаморфическими образованиями хребтов Кунгей и Терскей Ала-Тоо. Дистен обычно встречается в ассоциации со ставролитом и имеет форму зерен призматического и ступенчато-призматического облика. Характерной чертой дистеновых зерен является их спайность во взаимноперпендикулярном направлении. Анатаз-редкий минерал в молассахПрииссыккулья. Форма зерен табличная, квадратная, призматическая со слегка округленными гранями. Цвет их желтовато-бурый, у них высокий показатель преломления и яркая интерференционная окраска. Ассоциируется с рутилом. Пироксены встречаются в виде единичных удлиненно-призматических и короткостолбчатых бледно-зеленых, зеленых и буровато-зеленых зерен со слабым плеохроизмом. Обычно наблюдаются в ассоциации с роговой обманкой и генетически связаны с изверженными породами (гранитами, гранодиоритами, сиенитами). Аутигенные минералы: Кальцит в палеоген-неогеновых отложениях наиболее широко распространен среди аутигенных минералов и представлен в виде пластовых тел (известняки и мергели), цемента обломочных пород и примеси в глинистых пород. В первых двух случаях кальцит выступает как породообразующий минерал.

Аутигенный кальцит во всех случаях сложен скрыто-кристаллической разновидностью, представляющий собой агрегатную массу, состоящую из пелитоморфных зерен округлой-продолговатой формы. Кристаллически-зернистый кальцит встречающийся отдельными пятнами и гнездами в известняках и в цементе песчаников имеет форму угловатых зерен и кристаллов размером 0,1−0,2 мм.

Кальцит образуется хемогенным путем в стадию седиментации в озерных и застойных фациях. Некоторая часть кальцита образуется при диагенезе осадка, когда происходят перераспределение карбоната (особенно в цементе обломочных пород) и частичная раскристаллизацияпелитоморфного кальцита и переход его в кристаллически-зернистый. Доломит встречается редко обычно совместно с кальцитом в известняках, мергелях и реже в цементе песчаников как примесь. Он пелитоморфен, скрытокристалличен и равномерно рассеян в породе. Оптически диагностируется с трудом, однако на кривых нагреваниях дает довольно отчетливый эндотермический эффект при температуре 730−750°С, что соответствует диссоциации доломита. В генетическом отношении доломит также является хемогенным седиментационно-диагенетическимобразованием. Гипс в палеоген-неогеновых отложениях довольно распространенный минерал и приурочен к озерным отложениям. По генетическим особенностям мы различаем первичный сингенетический и вторичный эпигенетический гипс. Первый тип гипса представляет собой плотную мелкозернистую кристаллическую массу белого цвета, образующую пластовые тела, линзы и пропластки (0,5−2м), загрязненную красноцветным или зеленовато-глинистым материалом. Вторичный гипс волокнистого строения селенит с характерным шелковистым блеском. Он заполняет в породе трещины, ориентированные по-разному (по напластованию, секущие, диагональные). Мощность прожилков от 2−3 до 5−7 см.

Галит встречается в зернистой и мелкокристаллической форме, образует пропластки и линзы мощностью 0,5−1,2 м в озерных глинах миоценового возраста, вскрытых скважиной 41 на глубине 800 м. Глауберит всегда сопутствует галиту и содержится с ним в примерно одинаковых соотношениях. Образует небольшие пропластки линзы в соленосных зеленовато-серых и серо-зеленых глинах. В зависимости от характера включений окрашен в желтоватый, буровато-серый и буро-зеленый цвет. При поверхностном выщелачивании по глаубериту образуются мирабилит и гипс. Гинетическигалит и глауберит являются сингенетическими хемогенными минералами, выпавшими из рапы солеродных миоценовых озер при аридном климате.

Анальцим редкий минерал в молассах. Еденичные находки анальцима приурочены к свитам одноименного разреза и обнаруживается в шлифах в цементе разнозернистых песчаников в виде мелких (0,04−0,3 мм), таблитчатых, псевдокубических, бесцветных, прозрачных кристаллов и агрегатов. Оптически изотропен с характерным рельефом и низким показателем преломления. Образование анальцима, по всей вероятности, связано с раскристаллизацией сложного алюмосиликатного геля, выпавшего из насыщенных растворов при интенсивном испарении в условиях жаркого климата, в диагенетическую стадию преобразования остатка в породу. Барит редко встречающийся минерал в толще молассПрииссыккулья. Он присутствует в цементе красноцветных загипсованных песчаников и паттумоввиде неправильной и короткоудлиненной формы зерен и агрегатов (0,1−0,6 мм). Барит возникает, по-видимому, в стадии диагенеза при сульфатных условиях среды. Пирит встречен в виде единичных кубической формы зерен и кристаллов (0,05−0,1 мм), в известняках застойных озерных фаций и зеленовато-серых гидроморфных глинах озерно-болотных и пойменно-болотных фаций равнинно-долинного пояса. Для красноцветных моласс, накапливавшихся в окислительных условиях, пирит не характерен.

В гипергенных условиях пирит разлагается и переходит в гидроксилы железа. Наличие аутигенного пирита свидетельствует о существовании локальных застойных восстановительных условий в донных осадках миоценового озерного седиментационного бассейна. Гидроокислы железа (лимонит, гидрогенит, гетит и др), являются очень хорошо распространенными аутигенными образованиями в молассах и особенно в нижних красноцветных осадках свит. В подавляющем большинстве они образуют в сингенетическую стадию формирования отложений при резко окислительных аэроморфных условиях среды. Опал встречен в виде округлых аморфных образований в составе цемента очень крепких песчаников. Диагностируется в шлифах по отрицательному рельефу, обусловленному довольно низким показателем преломления и оптическойизотропностью. Генетически ближе всего подходит к коллоидным образованиям. В процессе литогенеза, теряя воду, нередко переходит в халцедон. [. Талипов М. А., Королев В. Г. Джыргаланский разрез как стратотип четвертичных отложений Северного Тянь-Шаня / Материалы по геологии кайнозоя в новейшей тектонике Тянь-Шаня. -Фрунзе: Илим, 1970.].