Стадия постколлизионной стабилизации

Возникшее на коллизионной стадии развития подвижного пояса горное сооружение в обстановке стабилизации подвергается разрушению и постепенно (по нашим оценкам за 1-10 млн.лет) превращается в равнину.

Стадия платформенной стабилизации подразделяется на 2 подстадии: горную и равнинную.

На первой из них в обстановке активной денудации горного сооружения аккумуляция продуктов разрушения происходит в межгорных и предгорных впадинах и прогибах, во второй – в речных долинах, на водоразделах, в озерных водоемах, впадинах и на пологих склонах.

Основные геологические формации, формирующиеся на стадии эпиколлизионной стабилизации:

• 
  молассовая (горная подстадия);
  
• 
  терригенные континентальные и мелководно-морские (при опускании территории ниже уровня моря);
  
• 
  угленосные лимническая и паралическая;
  
• 
  кор выветривания (в зависимости от климата – химического и физического типа).
  

- он может войти в состав области проявления геодинамического режима эпиплатформенного орогенеза (см. ниже), наиболее свойственного новейшему (неоген-квартер) этапу развития Земли;

- он может вступить в новый этап геотектонического цикла развития подвижного пояса, войдя в состав зоны проявления геодинамического режима внутриконтинентального рифтогенеза (см. выше) и т.д.;

Развитие некоторых из регионов (это касается, в основном, мезозоид и кайнозоид) происходит, не подчиняясь общей схеме эволюции подвижных поясов: в их контурах послеколлизионное горообразование происходит после непродолжительного промежутка относительно спокойного (платформенного или субплатформеного) развития. Такие области (Анадырско-Корякская мезозойско-раннекайнозойская) относятся автором к областям проявления эпиколлизионного орогенеза (в терминологии Н.И.Николаева это новейшие области промежуточного – не эпиплатформенного и не эпигеосинклинального – орогенеза).

- собственно эпиплатформенного орогенеза (обстановка осевого сжатия), как это имеет место в пределах Западного Урала, Алтае-Саянской области и других коллизионных областей варисского, каледонского и байкальского возраста;

- эпиплатформенного рифтогенеза (обстановке осевого растяжения), проявляющегося в новейшее время в пределах Байкальского-Хубсугульской рифтовой зоны.

При сходном геоморфологическом выражении (формирование горных хребтов, наследующих элементы разрывной тектоники коллизионного этапа, и др.) эндогенная составляющая этих процессов значительно различается по следующим признакам:

- по контрастности (размаху) тектонических движений, которая гораздо выше в рифтогенах;

- по составу магматизма: щелочные базальты и др. магматические проявления известны лишь в рифтогенных зонах и практически не наблюдаются в собственно орогенных;

- по строению земной коры и литосферы названные области резко различаются (мощность литосферы под рифтогенами значительно уменьшена и др.);

- по большей роли грабенообразных структур (обычно, занятых озерами или маркируемых речными долинами) в рифтогенах.

В орогенных областях формируются многочисленные, генетически разнородные, главным образом, континентальные отложения (гравитационные, склоновые, лимнические, аллювиальные, ледниковые и др.), комплекс которых определяется высотностью возникшей области горообразования, климатическими и другими особенностям территории.

Автору представляется, что выделяемые в истории развития многих подвижных поясов стадии тектоно-магматической активизации (стадии ТМА) – стадии нарушения «идеальной» стадийности их развития (и усиления тектонической и магматической активности) – представляют собой результат реакции литосферных блоков на определенные (растяжение, сжатие), инициируемые подкоровыми (функционировавшими в мантии) конвекционными потоками, воздействия.

Как отмечено выше, стадии внутриконтинентального рифтогенеза, спрединговая, островодужная и коллизионная объединяются в геодинамический цикл и в целом соответствует выделяемым Дж.Т.Вилсоном стадиям развития палеокеанов: раскрытия (спрединговая), активного существования (субдукционная) и закрытия (коллизионная).

Это как бы «законные» последовательные составляющие геодинамического цикла, реконструированные и датированные для большей части складчатых областей.

В то же время, как показывает анализ фактического материала, в истории развития практически всех рассмотренных складчатых областей наблюдаются периоды нарушения отмеченной последовательности, выражающиеся в усилении тектонической и/или магматической активности региона и называемые обычно стадиями стадиями или фазами тектоно-магматической активизации (ТМА).

После коллизии континентальных блоков, сопровождающейся обычно горообразованием, дальнейшие сценарии развития коллизионного орогена могут быть различными. Многие из них (Верхояно-Чукотская позднекиммерийская область, Сихотэ-Алиньская ларамийская область, Алтае-Саянская каледонская область, Байкальская позднедокембрийская область, Восточно-Саянский сегмент Енисейско-Восточно-Саянской байкальской области и др. непосредственно после проявления коллизионных событий входили в состав геодинамических ансамблей активных континентальных окраин смежных с ними закрывавшихся океанических бассейнов.

Позднее эти структуры нередко оказывались в областях проявления горообразования (орогенеза), не связанного с коллизией, в данном складчатом сооружении, но, часто, проявленной в смежных с ними регионах.

Этот тип горообразования автор называет периколлизионным орогенезом, подчеркивая этим отсутствие его, прямой связи с процессами столкновения и взаимодействия континентальных блоков. Названный тип орогенеза в терминах классической геотектоники именуется дейтероорогенезом, или, по Н.И.Николаеву, применительно к новейшему этапу развития – орогенезом промежуточного типа (между эпигеосинклинальным и эпиплатформенным), или, в ряде случаев, тектоно-магматической (тектонической) активизацией без указания на геодинамической режим, в области господства которого она проявляется.

Более редкий сценарий – смена коллизии и сопровождающего этот процесс горообразования (коллизионного орогенеза) платформенным режимом, обычно предваряемым проявлением внутриконтинентального рифтогенеза. Этот сценарий был реализован, в частности, на Урале и области, расположенной восточнее его – в пределах эпигерцинской Западно-Сибирской платформы (раннетриасовый внутриконтинентальный рифтогенез сменился здесь платформенным режимом).

Однако позднее, после более или менее продолжительнго периода платформенного развития во многих байкальских, каледонских, герцинских и, реже, мезозойских структурах проявился повторный (эпиплатформенный) орогенез, который в терминах классической геотектоники также называется дейтероорогенезом. В нашей схеме развития подвижных поясов этот орогенез носит название эпиплатформенного.

- каледонская складчатая система Северного Тянь-Шаня;

- каледонско-герцинская складчатая система Срединного Тянь-Шаня;

- герцинская складчатая система Южного Тянь-Шаня.

В Северо-Тяньшаньской системе ранним протерозоем (по циркону – 2,27-2,84 млрд. лет) датируется киргизская серия, слагающая ядро Макбальского антиклинория. Сложена серия мусковитовыми кварцитами, гранат-биотитовыми сланцами, мраморами, эклогитами и гранатовыми амфиболитами, сменяющимися вверх по разрезу гранат-биотит-кварцевыми сланцами.

В Киргизско-Терскейской и Каратауско-Таласской зонах Северного Тянь-Шаня известны рассекающие раннедокембрийский фундамент грабенообразные структуры, выполненные мощными (2-6 км) терригенно-карбонатными с подчиненными вулканитами толщами. Вулканиты представлены разностями основного и кислого состава. Выше по разрезу эти толщи сменяются филлитовыми, сланцево-карбонатными и известняково-доломитовыми толщами, надежно датированными по строматолитам средним рифеем. Накопление этих ранне(?)-среднерифейских образований завершилось в конце среднего рифея формированием коробчатых брахиформных и линейных складок и внедрением интрузий гранитоидов с возрастом 1,1 млрд. лет.

Разрез верхнего рифея – венда Киргизско-Терскейской зоны имеет следующий вид (снизу вверх):

- толща аркозовых и кварцевых песчаников (0,3 км), сопоставимая с кокчетавской серией Казахского нагорья и низами каратауской серии Башкирского Урала;

- мощные (до 3 км) толщи спилитов, базальтовых и андезитовых порфиритов, их туфов и туфобрекчий с прослоями яшм и известняков;

- толщи песчаников, сланцев и известняков с верхнерифейскими и юдомскими (?) строматолитами (2,5 км).

В венде отложения, выполнявшие в позднем рифее прогибы, испытали складчатые деформации.

В пассивно-окраинной Малокаратауско-Таласской зоне верхний рифей и венд представлены мощными (до 4,5 км) толщами терригенно-карбонатных отложений, не содержащих вулканитов.

В Северном Тянь-Шане кембрий и ордовик входят в состав рифтогенно-спрединговой (океанических спрединговых хребтов, пассивноокраинный комплексы) и субдукционной (комплекс энсиматических островных дуг) геодинамических систем. Силурийские отложения отсутствуют.

В Киргизско-Терскейской зоне кембро-ордовикские отложения образуют островодужно-офиолитовые пояса, локализованные внутри (?) байкальских прогибов.

Разрезы этих поясов мощностью до 5-7 км начинаются с раннекембрийской офиолитовой ассоциации, сменяющейся вверх по разрезу среднекембрийской риолит-базальтовой формацией, далее следуют туфогенно-кремнистая и терригенная граувакковая формации позднего кембрия, затем нижне-среднеордовикская терригенная флишоидная, позднеордовикская вулканогенная (базальт-андезитовая субщелочная) и, наконец, молассовая формация.

Осадконакопление сопровождалось внедрением комагматичных вулканитам интрузий: среднеордовикских субвулканических тел диоритов, сиенит-диоритов и тоналитов, позднеордовикских батолитов гранитоидов и раннесилурийских лейкократовых и аляскитовых гранитов.

Складкообразование, начавшееся в среднем ордовике, достигло максимальной интенсивности в конце ордовика, а в силуре сменилось общим воздыманием и сопровождающей его денудацией.

В Малокаратауско-Таласской зоне разрез кембрия-силура мощностью 1,5-2 км характеризуется отсутствием в его составе вулканитов. Разрез начинается с чулатауской свиты доломит-кремнисто-фосфатного состава (до 70 м), в которой локализованы крупные месторождения фосфоритов. Выше залегает мелководная известняково-доломитовая толща нижнего кембрия – среднего ордовика, перекрытая песчано-глинистой толщей верхнего ордовика.

Нижний палеозой смят в складки и прорван каледонскими гранитоидами и несогласно перекрыт нижним карбоном.

В Киргизско-Терскейской зоне Северного Тянь-Шаня девон залегает несогласно на породах нижнего палеозоя, докембрия и каледонских, выполняя отдельные наложенные впадины и грабены. Он представлен нижним и средним отделами, сложенными континентальными эффузивами кислого и основного состава, перекрытыми терригенными и эффузивными породами живетского яруса и верхнего девона. Эта толща по составу сопоставляется с вулканитами девонского вулканического пояса Казахского нагорья.

В Малокаратауско-Таласской зоне вулканиты нижнего-среднего девона отсутствуют. Выше залегают предположительно принадлежащие живетскому ярусу и верхнему девону континентальные красноцветные конгломераты и песчаники.

В Северном Тянь-Шане в основном развиты отложения раннего и среднего карбона мощностью до 1-3 км, выполняющие несколько наложенных впадин и представленные снизу вверх:

- красноцветными терригенными (песчаники, алевролиты) прибрежно-континентальными отложениями турнейского яруса;

- терригенно-карбонатными отложениями визе и серпухова;

- красноцветными континентальными терригенными породами (песчаниками, гравелитами, конгломератами) среднего карбона.

Морские отложения фамена в Северном Тянь-Шане неизвестны.

В СВ части Северного Тянь-Шаня в пределах южной ветви Балхаш-Илийского позднепалеозойского вулканического пояса развиты наземные вулканиты верхов нижнего, среднего и верхнего карбона, нижней и верхней перми, представленные лавами и пирокластолитами кислого, а также основного и среднего состава. Мощность вулканогенной толщи достигает нескольких километров. Вулканиты сопровождаются интрузиями комагматичных гранитоидов.

В пределах Чаткало-Нарынской зоны Срединного Тянь-Шаня в Кассанском блоке наблюдаются датируемые ранним протерозоем гнейсы, амфиболиты и кристаллические сланцы свиты куйлю, время метаморфизма которых датируется 1,8 млрд. лет назад.

Предполагается, что примерно 1,8 млрд. лет назад раннепротерозойские протогеосинклинальные зоны «спаялись» с разделяющими их архейскими массивами, образовав континентальный фундамент Тянь-Шаньской области.

В Чаткало-Нарынской зоне Срединного Тянь-Шаня к среднему-верхнему рифею относится существенно континентальная серия Большого Нарына мощностью до 2,5 км. Серия сложена (снизу вверх): толща кислых вулканитов → толща грубообломочных пород, основных вулканитов и терригенно-карбонатных пород → маломощный горизонт кварцитов → верхняя толща кислых вулканитов с возрастом 0,7 млрд. лет, прорванная интрузиями комагматичных им гранитоидов.

Вендские отложения залегают несогласно на разных горизонтах рифея. Нижний комплекс (до 1 км) сложен аркозовой конгломерато-песчаниковой толщей, включающей покровы базальтовых и трахиандезитовых лав, а верхний (до 1-1,15 км) – конгломератами, песчаниками и алевролитами с двумя горизонтами тиллитов.

В Чаткало-Нарынской зоне Срединного Тянь-Шаня наиболее полный разрез нижнего палеозоя обнажается в хребте большой Каратау.

Кембрий (фтаниты, углисто-кремнисто-глинистые сланцы, выше – известняки и доломиты с прослоями сланцев) мощностью 0,2-0,5 км. Ордовик (1-2 км) представлен серыми и зелеными глинистыми, углисто-глинистыми, глинисто-кремнистыми и известково-глинистыми сланцами. Выше залегают флишоидные песчано-глинистые и еще выше – молассоидные гравелито-песчаные толщи. Терригенный силур в Срединном Тянь-Шане развит фрагментарно.

В Чаткало-Нарынской и Кураминской зонах Срединного Тянь-Шаня ограниченно развиты наземные вулканиты кислого и среднего состава, датируемые ранним – началом среднего девона.

Шире распространены пестроцветные и частично мелководно-морские карбонатно-терригенные отложения живета и франа мощностью до 1-1,5 км.

В зоне Большого Каратау девон представлен конгломератами и песчаниками, чередованием алевролитов, аргиллитов и известняков. Верхняя часть девона сложена морскими карбонатными отложениями фамена (известняками, мергелями и доломитами).

Фаменский ярус хребта Большого Каратау сложен горизонтами внутриформационных брекчий, кремнями, тонко чередующимися глубоководными темно-серыми доломитами и известняками, черными углефицированными мергелями и кремнистыми туффитами с пиритом. К этой фации приурочены гидротермально-осадочные месторождения свинцово-цинковых и баритовых руд Большого Каратау.

В Чаткало-Нарынской зоне Срединного Тянь-Шаня морские отложения нижнего карбона общей мощностью 2-5 км залегают согласно на фаменских и представлены известняками и доломитами, реже мергелями с включениями кремнистой с прослоями карбонатных брекчий в низах турнейского яруса и прослоями песчаников и изредка – потоками трахибазальтов в визейском и серпуховском ярусах.

В вышележащих карбонатных отложениях башкирского яруса (1-2 км) возрастает роль прослоев и пачек терригенных пород – аргиллитов, алевролитов, песчаников и местами главелитов и конгломератов.

В более южной – Кураминской – зоне на нижнем карбоне залегают грубообломочные отложения (конгломераты, гравелиты, песчаники), а также туфы башкирского-нижнемосковского ярусов (0,5 км), сменяемые вверх по разрезу наземными вулканитами (лавами, игнимбритами и туфами в основном риолитового, а также дацитового, андезитового, реже базальтового состава) повышенной щелочности. Вулканиты переслаиваются и замещаются по латерали толщами континентальных терригенных (песчаники, конгломераты) моласс. Возраст этого порфирового комплекса – верхи башкирского яруса среднего карбона до верхней перми. Верхние части вулканогенной серии (туфы и лавы субщелочных и щелочных пород – трахиандезитов, трахитов, латитов, фонолитов и лейцитовых базальтов мощностью до 0,7 км), вероятно, относятся к нижнему-среднему (?) триасу.

Вулканогенный комплекс прорван интрузиями (батолиты) нормальных и субщелочных гранитоидов и более мелкими телами щелочных габброидов позднего карбона – перми.

Вулкано-плутонический пояс позднего палеозоя, именуемый Бельтау-Кураминским, под мезокайнозойским чехлом (Сырдарьинская синеклиза) прослеживается в СЗ направлении более, чем на 500 км.

В Кураминской зоне нижнетриасовые отложения развиты в верхней части верхнепалеозойской наземной вулканической серии и представлены толщей лав и пирокластолитов субщелочного и щелочного состава мощностью до 0,7 км.

Южный Тянь-Шань. В Каратегинском блоке (Южно-Гиссарская зона Южного Тянь-Шаня) развиты гнейсы, мраморы, кальцифиры, пироксен-амфиболовые породы, метаморфизованные в условиях амфиболитовой фации 2,4-2,9 млрд. лет назад.

В пределах Кызылкумского сегмента Южного Тянь-Шаня известны предположительно верхнепротерозойские образования, представленные свитой амфиболитов, зеленых сланцев, кварцитов и мраморов (более 1,5 км), перекрытые толщей известняков, доломитов, кварцитов, кварц-гранитовых, углисто-глинистых, кварц-слюдяных сланцев и алевролитов (до 1,5 км), для пород которой изохронно-свинцовым методом получен возраст 0,87 млрд. лет.

В Южном Тянь-Шане весь палеозой входит в состав единого сложно построенного герцинского (каледонско-герцинского ?) мегакомплекса, в котором различаются: …

Кембрийские-силурийские отложения слагают нижнюю часть единого палеозойского мегакомплекса.

Офиолиты датируются в интервале от ордовика до среднего девона. В их наиболее полном разрезе в районе Сартале ультрамафиты и габброиды перекрыты эффузивно-кремнистой толщей (пикриты, спилиты, диабазы, плагиопорфириты с горизонтами и линзами яшм). Выше залегают кремнисто-глинистые и вулканогенные породы силурийского возраста.

В южной части Южного Тянь-Шаня развиты терригенно-карбонатные отложения, принадлежащие пассивно-окраинному геодинамическому комплексу. Так в западной части Алайской зоны обнажаются отложения кембрия (олигомиктовые песчаники, глинистые сланцы, известняки и доломиты) мощностью до 2,5-3 км, перекрытые глинистыми сланцами, кварцевыми и граувакковыми песчаниками и алевролитами ордовика и нижнего силура, местами с подчиненными прослоями кислых вулканитов мощностью до 1,5-1,8 км.

В Южно-Тяньшаньской системе (кроме ее западного Кызылкумского сегмента) девонские отложения согласно перекрывают силурийские и представлены всеми тремя отделами. Они представлены юрскими преимущественно карбонатными фациями (мелководные, нередко рифтогенные известняки, доломиты и мергели с остатками кораллов, брахиопод и др.) общей мощностью 2-4 км. Менее распространены относительно маломощные (до 0,5 км) глубоководные глинисто-карбонатно-кремнистые отложения, формировавшиеся в глубоководных некомпенсированных прогибах, и песчано-сланцевые образования (до 3-5 км), отлагавшиеся в южной зоне Кокшалтауского сегмента у северной окраины Таримского массива.

В Южно-Ферганской зоне и ее западном продолжении нижне-среднедевонские отложения представлены толщей спилитов, диабазов и гиалокластитов. Южнее кроме отмеченных пород развиты также вулканиты среднего и кислого состава.

На большей части Кызылкумского сегмента девон сложен толщей известняков и доломитов, иногда с кремнями мощностью до 2 км.

На западном участке этого сегмента – в Султануиздате – развита нижнедевонская толща фтанитов с прослоями диабазов (2 км) и толща спилитов, диабазов и риолитов среднего-верхнего девона (4 км).

В Южно-Гиссарской зоне развиты раннекаменноугольные офиолиты, представленные протрузиями и тектоническими чешуями серпентинитов, комплексом параллельных даек и серией основных эффузивов (диабазы и спилиты с подушечной отдельностью) с прослоями кремнисто-карбонатных пород с органическими остатками серпуховского яруса. Общая мощность осадочно-вулканогенной составляющей офиолитов составляет 2-2,5 км.

Выше залегают принадлежащие геодинамическому комплексу энсиматических островных дуг вулканиты андезитобазальтового, андезитового и дацитового состава, чередующиеся с терригенными породами и известняками башкирского яруса и нижнемосковского подъяруса.

Вулканогенная серия перекрыта терригенной флишевой толщей верхнемосковского подъяруса и верхнего карбона.

К нижней перми в этой зоне отнесены обломочно-вулканогенные отложения, представленные конгломератами, песчаниками, а также лавами, игнимбритами и туфами трахиандезитов, дацитов и риолитов мощностью до 1,5-2 км.

Верхняя часть нижней перми и верхняя пермь сложены толщей красноцветных континентального происхождения конгломератов и песчаников мощностью до 1,5-2 км.

В северной части Южно-Гиссарской зоны расположен огромный полифазный Гиссарский батолит гранитоидного состава, формирование которого происходило в среднем карбоне – ранней перми.

В северных зонах Южного Тянь-Шаня в смятых в складки палеозойских отложениях известны многочисленные интрузии гранитоидов позднего карбона – ранней перми, а в Гиссаро-Алайском сегменте также щелочными гранитоидами поздней перми.

На большей части Южного Тянь-Шаня распространены фациально разнообразные морские существенно карбонатные отложения (шельфовые известняки и доломиты) нижнего – низов среднего карбона мощностью 1-2 км, сменяющиеся терригенными флишоидными и молассовыми отложениями верхней части среднего и верхнего карбона и низов нижней перми общей мощностью до 1,5-4 км.

В Южной Фергане в западной части Карачатырской зоны к нижнему триасу относится верхняя часть мощной красноцветной молассовой толщи.

К верхнему отделу триасовой системы относятся нижние части континентальных терригенных лимнических угленосных толщ Каратау, Ферганского хребта и Южной Ферганы, сложенные сероцветными конгломератами, песчаниками и глинами с остатками флоры. Мощность отложений достигает 0,5 км.

Юрская система во всех трех регионах (Северном, Срединном и Южном Тянь-Шане) сложена терригенными континентальными сероцветными конгломерато-песчано-глинистыми угленосными толщами аллювиально-пролювиального и озерно-болотного происхождения, которые формировались в многочисленных внутриконтинентальных тектонических и эрозионно-тектонических депрессиях, возникших в регионе в период тектонической активизации – времени проявления геодинамического режима внутриконтинентального эпиколлизионного орогенеза.

Названные депрессии локализованы в ряде районов Северного (Прииссыккулье), Срединного (Каратау) и Южного (Ферганский хребет, Южная Фергана, Туркестанский, Алайский, Зеравшанский, Гиссарский хребты) Тянь-Шаня.

Так в Ферганском хребте наблюдается мощная (более 4 км) лимническая толща песчаников, алевролитов и аргиллитов с прослоями конгломератов и пластами каменных и бурых углей позднетриасового-среднеюрского возраста. Верхняя юра пластов угля не вмещает.

В других районах сохранились лишь угленосные отложения лейаса и доггера мощностью не более 0,5-1 км, приуроченные к узким эрозионно-тектоническим депрессиям.

Меловые отложения в пределах Тянь-Шаня развиты в Ферганской впадине, в Кызылкумском и Восточноалайско-Восточноферганском сегментах Южного Тянь-Шаня и обрамляющих Тянь-Шань Сырдарьинской и Чу-Сарысуйской синеклизах Северо-Туранской плиты.

В Ферганской впадине и на восточной окраине Сырдарьинской синеклизы отложения нижнего мела и сеномана представлены континентальными фациями красноцветных песчаников и глин с прослоями конгломератов, сероцветных терригенных отложений, а также гипсов, мергелей, доломитов и известняков озерного происхождения. Мощность толщи составляет первые сотни метров, участками достигает 1 км.

Отложения верхнего мела в Приташкентском районе и Ферганской впадине представлены прибрежно-, мелководно-морскими и лагунными фациями (пестроцветными песками и песчаниками, глинами с прослоями и пачками мергелей, известняков и доломитов мощностью более 0,2-0,6 км).

Отложения палеоцена, эоцена и нижней части олигоцена распространены в тех же районах Тянь-Шаня, что и меловые. Представлены они в прибрежно- и мелководно-морских и лагунных (палеоцен и эоцен) и бассейновых (нижний-средний олигоцен) фациях.

Так в Ферганской впадине в основании разреза находится горизонт гипсов, выше залегают толщи зеленых, реже красных и бурых гипсоносных глин с прослоями песчаников, известняков, а также мергелей и гипсов.

На большей части территории Тянь-Шаня в палеогене существовала пенепленизированная суша.

В середине олигоцена в Ферганской, Таджикской и Сырдарьинской впадинах произошла регрессия, и стали накапливаться толщи глин, алевролитов и песчаников аллювиально-пролювиального и озерного происхождения.

В верхней части разреза заметную роль приобретают конгломераты, что свидетельствует о постепенном росте поднятий Тянь-Шаня, служивших источником обломочного материала. Эти нижние молассы достигают мощности 4-5 км (Ферганская впадина).

Залегающие выше глубообломочные верхние молассы позднего миоцена-плиоцена сложены красно-бурыми, бурыми и выше по разрезу – серыми конгломератами, полимиктовыми песчаниками, глинами и суглинками с прослоями и линзами гипсов, пресноводных мергелей и известняков, и имеют мощность от 1-2 до 3-4 км.

Среди континентальных отложений квартера различают:

- отложения горных хребтов (моренные, озерно-ледниковые, флювиогляциальные, принадлежащие нескольким горным оледенениям; в долинах развиты аллювиальные отложения, слагающие серии террас; на склонах и их подножиях – коллювиальные отложения);

- предгорные (в местах выхода рек в предгорья располагаются обширные конусы выноса; толщи лессов и лессовидных суглинков ледниковых эпох);

- в предгорных, межгорных и внутригорных депрессиях развиты толщи четвертичных аллювиально-пролювиальных и местами озерных отложений, залегающих в нормальной стратиграфической последовательности: галечники, пески, суглинки, глины.