К нерасчлененным образованиям палеоцен-эоценового возраста относятся отложения кайнарбулакской свиты.
Кайнарбулакская свита (§1-2kn). Кайнарбулакская свита имеет широкое развитие в пределах Сырдарьинской впадины и в юго-западных предгорьях Большого Каратау. Здесь, имеют место ее согласные взаимоотношения с подстилающими породами капланбекской свиты и с перекрывающими осадками яныкурганской свиты эоцена. На большей части площади своего распространения, в разрезе стратиграфического подразделения выделяются три подсвиты.
Нижняя подсвита сложена темно-серыми алевритистыми глинами, кварц-глауконитовыми песками и песчаниками. Часто, в её разрезе присутствуют линзы и прослои черных желваковых фосфоритов гравийной размерности, содержащие зубы и костные фрагменты рыб. Мощность подсвиты 10-15 метров.
Средняя подсвита образована темно-коричневыми, «шоколадными» алевритистыми глинами с тонкими прослоями песков и алевритов. По простиранию свиты, в юго-восточном направлении глины сменяются буровато-желтыми песками и гравелитами. Мощность подсвиты достигает 5 метров.
Верхняя подсвита представлена темно-серыми глинами с прослоями кварц-глауконитовых песков. Мощность подсвиты 7-9 метров.
Возраст отложений обоснован определениями спорово-пыльцевых комплексов, остракод, фораминифер, моллюсков и пелеципод.
Эоценовый отдел
Отложения эоценового возраста представлены осадками яныкурганской и байгакумской свит.
Яныкурганская свита (§2jn). Отложения яныкурганской свиты согласно залегают на глинистых осадках кайнарбулакской свиты и также с согласными взаимоотношениями перекрываются породами байгакумской свиты. В общем виде, разрез свиты представляет собой чередование серых, светло-серых мелко-крупнозернистых косослоистых кварцевых песчаников, песков и известковистых или опоковидных глин с прослоями мергелей. Присутствуют линзы и прослои зернистых фосфоритов желтовато-бурого цвета. Для отложений характерны многочисленные фосфатизированные фрагменты моллюсков и рыб. В опоковидных глинах отмечается наличие значительной примеси цеолитов. Мощность свиты составляет 15-20 метров. Возраст отложений обоснован определениями моллюсков, фораминифер, остракод и спорово-пыльцевых комплексов.
Байгакумская свита (§2bg). Отложения байгакумской свиты согласно залегают на породах яныкурганской свиты и со структурным? несогласием перекрываются отложениями бешарыкской свиты олигоцен-миоценового возраста. Разрез байгакумской свиты сформирован монотонной толщей зеленых глин с массивными и горизонтально-слоистыми текстурами. В отдельных пластах глин присутствуют мелкие обломки кремней и чешуя рыб. По простиранию, для байгакумской свиты характерны выдержанный состав отложений и однотипное строение разреза. Мощность свиты 45-55 метров. Возраст отложений обоснован определениями фораминифер, спорово-пыльцевых комплексов и моллюсков.
Нерасчлененные палеогеновая и неогеновая системы
Представлены нерасчлененными осадками олигоцен-миоценового возраста.
Нерасчлененные олигоценовый и миоценовый отделы
В составе нерасчлененных отложений олигоцен-миоценового возраста выделяется бешарыкская свита.
Бешарыкская свита (§3-N1bs). Отложения свиты со структурным? несогласием залегают на глинах байгакумской свиты и имеют согласные взаимоотношения с вышележащими красноцветными осадками чиилийской свиты миоцена. Разрез бешарыкской свиты сложен желтовато-бурыми крупноплитчатыми песчанистыми известняками с косослоистыми и волнистослоистыми текстурами. Часто, в известняках отмечаются скопления фрагментов и целых форм моллюсков. В подчиненных количествах, в разрезе свиты присутствуют прослои песчаников и конгломератов, а также линзы мергелей. Галька в конгломератах хорошей степени окатанности, представлена песчаниками и известняками. Мощность свиты около 20 метров. Возраст отложений обоснован определениями моллюсков.
Неогеновая система
Представлена стратиграфическими подразделениями миоцена и плиоцена.
Миоценовый отдел
Отложения миоценового возраста представлены осадками чиилийской свиты.
Чиилийская свита (N1cl). Отложения чиилийской свиты имеют фрагментарное развитие в прибортовых частях Сырдарьинской впадины. Они согласно налегают на породы бешарыкской свиты и с размывом перекрываются осадками денгизкульской свиты плиоцена. Разрез свиты представлен красновато-коричневыми, бурыми загипсованными известковыми глинами с многочисленными мелкими обломками различных типов осадочных пород. В глинах отмечаются прослои мергелей и галечников светло-серого цвета. Мергели встречаются также в виде конкреций. Мощность свиты достигает 20 метров. Возраст обоснован определениями пресноводных форм остракод.
Плиоценовый отдел
Осадки плиоценового возраста представлены отложениями денгизкульской и машатской свит.
Денгизкульская свита (N2dn). Отложение свиты имеют фрагментарное распространение вдоль юго-западного склона Большого Каратау. Они несогласно залегают на различных горизонтах мезозой-кайнозойских отложений и с размывом перекрываются грубообломочными породами машатской свиты. Отложения свиты представлены светло-коричневыми, палевыми мергелями, песчанистыми известняками и известковыми глинами. В основании разреза выделяется пласт базальных конгломератов мощностью до 1 метра. Мощность свиты изменяется от первых метров до 20 метров. Возраст отложений обоснован определениями фораминифер, остракод и моллюсков.
Машатская свита (N2ms). Отложения свиты развиты вдоль подножия юго-западного склона хребта Большой Каратау. Повсеместно, они перекрыты покровом осадков четвертичного возраста. В более глубоких частях Сырдарьинской впадины образования машатской свиты не встречены. Отложения свиты с размывом залегают на разновозрастных горизонтах мезозой-кайнозойского разреза и на различных стратиграфических подразделениях палеозоя.
Доминирующее положение в разрезе свиты занимают серые, светло-серые средне-крупногалечные конгломераты, конгломерато-брекчии и валунно-галечные отложения. Также встречаются прослои серых средне-крупнозернистых песков (зерна представлены обломками карбонатных пород, кварца и кремня) и известковых глин. Обломочный материал в конгломератах и конгломерато-брекчиях представлен галькой и плохо окатанными обломками карбонатных пород (преобладают), красноцветных и зеленоцветных полимиктовых песчаников. Пространство между обломками выполнено крупнозернистым песчанистым материалом полимиктового состава. Мощность свиты достигает 50 метров. Возраст отложений обоснован находками костных фрагментов млекопитающих.
Четвертичная система
Отложения четвертичной системы широко развиты в Большом Каратау и характеризуются большим разнообразием генетических типов. Выделяются элювиально-делювиальные, делювиально-пролювиальные, аллювиальные, аллювиально-пролювиальные, озерные, озерно-аллювиальные, аллювиально-эоловые, техногенные отложения.
Неоплейстоцен
Выделяются отложения нижнего, среднего и верхнего звена.
Нижнее звено (apQI). В пределах Большого Каратау осадки нижнего звена представлены аллювиально-пролювиальными отложениями, которые сохранились (претерпев размыв) в виде фрагментов конусов выноса и останцев аллювиальных террас. Аллювиально-пролювиальные осадки залегают на отложениях палеозоя, мела, палеогена и неогена. В большинстве случаев, отложения нижнего звена сложены валунно-галечными образованиями с глинисто-карбонатным заполнителем. Как правило, обломочный материал представлен породами, которые слагают близлежащие положительные формы рельефа. Размер гальки и обломков изменяется от первых сантиметров до 1 метра. Мощность осадков нижнего звена достигает 50-60 метров. Возраст отложений обоснован находками костных фрагментов позвоночных и определениями спорово-пыльцевых комплексов.
Среднее звено (a, apQII). Отложения звена представлены аллювиальными осадками постоянных водотоков и аллювиально-пролювиальных конусов выноса, расположенных в пределах площади сопряжения предгорной равнины и юго-западного склона хребта Большой Каратау. Аллювиальные отложения формируют третьи и четвертые террасы постоянных водотоков. Они представлены галечниками с прослоями и линзами конгломератов, среди которых присутствуют прослои супесей и суглинков. Мощность террас изменяется от 2-10 метров (предгорья) до 30-40 метров (в горной части).
Отложения аллювиально-пролювиальных конусов выноса представлены галечниками, гравийно-галечниками с прослоями и линзами грубозернистых косослоистых песков, супесей, суглинков. Отложения характеризуются грубой сортировкой или хаотичным расположением обломков, размер гальки и щебня от 1 до 50 см. В суглинках и супесях отмечаются включения гальки и щебня. Состав обломочного материала зависит от расположенных в непосредственной близости пород палеозоя. Мощность конусов выноса изменяется от первых метров до 150-200 метров.
Возраст отложений среднего звена определяется положением в разрезе плейстоцена и находками кремневых орудий палеолита.
Верхнее звено (a, ap, edQIII). Отложения верхнего звена распространены в предгорьях и межгорных впадинах хребта Большой Каратау. Выделяются аллювиальные, аллювиально-пролювиальные, элювиальные и элювиально-делювиальные типы осадков.
Аллювиальные и аллювиально-пролювиальные отложения слагают первую и вторую надпойменные террасы и обширную равнинную область. Они представлены суглинками, супесями, а также валунно-галечными осадками с прослоями и линзами песков. Мощность отложений достигает 20 метров.
Элювиально-делювиальные, элювиальные образования распространены на пологих водоразделах. Литологический состав отложений соответствует материнским породам. Щебнистый и глыбовый материал зоны дезинтеграции часто перекрыт суглинками, лессовидными суглинками палевого, серо-палевого цвета, мощностью от 0,1 до 2-3 м. Супеси и суглинки карбонатизированы. Делювиальные отложения скапливаются на пологих склонах в виде маломощных покровов, состоящих из щебней, дресвы, и суглинков мощностью от 1 до 3 м. У подножий горных сооружений накапливаются конусы выноса и их шлейфы (мощностью до 15-20 м), состоящие из палево-бурых, серо-бурых суглинков, супесей с включениями щебня, дресвы и плохо окатанной гальки.
Возраст отложений верхнего звена обоснован находками органических остатков и находками орудий труда позднего палеолита.
Верхнее звено – голоцен (ap, dpQIII-IV). Нерасчлененные отложения этого возраста распространены по площади довольно ограниченно, слагая поймы, пойменные террасы постоянных и временных водотоков и предгорья. Аллювиально-пролювиальные отложения слагают первые террасы в долинах рек. Они представлены галечниками, песками с линзами и прослоями супесей и суглинков (мощность до 5-7 м). В предгорьях хребта Большого Каратау накапливаются делювиально-пролювиальные конусы выноса (мощностью от 1 до 20-25 м), предгорные шлейфы и конуса осыпания, которые сложены валунами, щебнем и дресвой, среди которых отмечаются прослои и линзы суглинков, супесей и песков. Возраст отложений определяется по их геоморфологическому положению в рельефе - отложения прорезают аллювиально-пролювиальные террасы верхнего звена и в свою очередь прорезаются современными руслами временных водотоков и промоин.
Голоцен (a, ap, dQIV). Голоценовые отложения имеют повсеместное развитие, характеризуются разнообразием генетических типов и пестрым литологическим составом.
Аллювиальные отложения распространены в долинах постоянных и временных водотоков и их притоков, слагая поймы и пойменные террасы. В предгорной и горной местности выделяются террасы высотой до 0,5-1,5 метров. Аллювий террас представлен галечниками, песками и супесями. Русловые отложения рек, как правило, галечниковые, по мере удаления от гор размерность галек уменьшается, их окатанность улучшается, увеличивается количество песчаного материала. Мощность отложений достигает 1,5-2 метров.
Пролювиальные отложения, сложенные щебнем, дресвой и суглинками, распространены у подножия гор, где скапливаются конуса выноса и пролювиальные шлейфы, которые часто перекрывают террасовые отложения постоянных и временных водотоков. Мощность конусов выноса изменяется от 1 до 15 метров.
Делювиальные отложения скапливаются в виде покрова на относительно пологих водоразделах (до 100). Чехол маломощный (1-5 м), сложен щебнем, дресвой и лессовидными суглинками в виде псевдотеррас, нагорных террас и бугров.
Коллювиальные отложения (мощностью до 10-15 м) распространены в осевой части хребтов на крутых обнаженных склонах, где отмечают скопления осыпей, осыпные шлейфы и нагорные террасы, сложенные глыбами, валунами, щебнем, крупной дресвой.
Сельхозугодия занимают поймы и пойменные террасы рек, где сложены песками, супесями, суглинками и почвенно-растительным слоем общей мощностью 0,2-0,5 метров. Отвалы карьеров и месторождений полезных ископаемых (высотой от 30 до 100 м) занимают от 1 до 5 и более кв. км, сложены валунами, щебнями, гравием.
Тектоника
Большой Каратау является составной частью складчатой зоны хребта Каратау, которая в ранге мегаантиклинория занимает юго-восточную часть Улутау-Срединно-Тяньшанской складчатой системы. Среди складчатых образований Каратау выделяются: антиклинории Малого и Северо-Западного Каратау, Боролдайский и Байжансайский антиклинории, а также Бугуньский и Центрально-Каратауский синклинории.
Важнейшим структурным элементом Каратау является Главный Каратауский разлом (ГКР) длительного развития и глубинного заложения, имеющий северо-западное простирание и протяженность 2400 км, который разделяет структуры Большого и Малого Каратау. Морфологически, разлом представлен зоной субпараллельных тектонических нарушений северо-западного простирания. В юго-восточной части зоны ГКР выделяется Леонтьевская депрессия. Ширина зоны ГКР изменяется от первых километров на северо-западе до 6-8 км на юго-востоке. По зоне разлома установлено смещение отдельных блоков по схеме правостороннего сдвига.
Описываемая часть Большого Каратау, находится на южном продолжении Центрально-Каратауского синклинория, где в геологическом строении площади участвуют отложения герцинского и альпийского структурных этажей. Образования герцинского этажа входят в состав структурно-формационной зоны Большого Каратау, а отложения альпийского этажа представлены осадками Сырдарьинской структурно-формационной зоны, формирующих мезозой-кайнозойский чехол одноименной впадины.
Площадь развития структурно-формационной зоны Большого Каратау расположена к юго-западу от Главного Каратауского разлома. Отложения СФЗ участвуют в строении хребта Большой Каратау и домезозойского фундамента Сырдарьинской впадины. В составе Большекаратауской СФЗ выделяются собственно Большекаратауский блок, палеозойское основание Леонтьевского грабена и Байжансайский блок, расположенный к северо-востоку от описываемой территории.
Начало формирования герцинского структурного этажа связано с постепенным среднедевонским погружением площади, границы которой, за исключением Малого Каратау, совпадают с современными границами хребта Каратау. В описываемой части Большого Каратау, этаж образован отложениями живетского, франского и фаменского ярусов верхнего девона, турнейского, визейского и серпуховского ярусов нижнего карбона и башкирского яруса среднего карбона. За пределами описываемой территории, отложения герцинского этажа с размывом и угловым несогласием залегают на породах каледонского структурного этажа. По составу пород и условиям накопления осадков выделяются два подэтажа. Раннегерцинский подэтаж сложен красноцветными терригенными породами тюлькубашской свиты. Нижние две трети разреза, которой представлены континентальными отложениями предгорных конусов выноса, аллювиальных фэнов и русловых фаций. В свою очередь, для пород верхней трети разреза характерны черты как континентальных, так и мелководноморских осадков. Позднегерцинский подэтаж сформирован непрерывной трансгрессивной последовательностью карбонатных и терригенно-карбонатных литофаций позднедевонского – среднекаменноугольного возраста, представленных отложениями карбонатной платформы. Мощность разреза отложений герцинского этажа в пределах описываемой площади, достигает 5.5-6 километров.
В границах герцинского этажа Большого Каратау выделяются многочисленные складчатые структуры первого, второго и более высокого порядка, начало формирования которых было связано с постбашкирским орогенезом. Как отмечалось выше, описываемая территория Каратау, находится в южной части Центрально-Каратауского синклинория, имеющего ранг структуры первого порядка. Данный район представляет собой сочетание антиклинальных и синклинальных складок второго порядка, отличающихся морфологией и осложненных разрывной тектоникой. Наиболее крупной структурой является Актасская брахисинклиналь. Длина складки составляет около 30 км, а самая широкая часть – около 12 километров. Ось структуры образует два коленообразных изгиба. На юго-востоке она ориентирована параллельно ГКР, в ядерной части ее направление становится меридиональным и в северной части ось делает крутой изгиб, меняя ориентировку на субширотное простирание. Ядро синклинали, сложенное карбонатно-терригенными и терригенными отложениями ранне-среднекаменноугольного возраста выделяется в виде широкой пологой депрессии. Углы падения пород в ядре меняются от 250 до 450. Крылья складки сложены карбонатно-терригенными породами нижнего карбона. Западное крыло структуры полное, постепенно переходит в крыло Яндайской антиклинали. Северо-восточное крыло осложнено мелкими складками. Вблизи ГКР, отмечаются крутые падения пластов, вплоть до их запрокидывания. Отложения оргайлысайской свиты, образующие основание разреза западного крыла юго-восточного замыкания структуры, одновременно слагают верхи разреза северо-восточного крыла Батбергенской антиклинали. Юго-западное крыло складки осложнено взбросами, по которым на отдельных коротких участках контактируют Актасская и Аюсайская синклинальные структуры.
Батбергенская антиклиналь северо-западного простирания, расположена между Актасской и Аюсайской структурами. Ее длина 9 км, а ширина ядерной части достигает 3 километров. Ядро складки, разбитое небольшими разломами, образовано карбонатными породами фаменского яруса. Северо-восточное крыло складки сложено оргайлысайской свитой, юго-западное крыло, смежное с Аюсайской синклиналью, представлено отложениями аюсайской свиты и известняками Аюсайского рифового комплекса.
Аюсайская синклиналь выходит на дневную поверхность лишь своей северной частью, а основная часть структуры под чехлом мезозой-кайнозойских отложений. Длина складки достигает 30 км, а ее ширина составляет 13 километров. Простирание пород в синклинали меняется от северо-западного до широтного. В строении структуры участвуют карбонатно-терригенные отложения аюсайской серии и известняки Аюсайского рифового комплекса. Северо-восточное крыло является крутопадающим и осложнено зоной Южно-Актасского разлома, по которому проходит граница между Аюсайской синклиналью и Карабулакской антиклиналью. Западное крыло пологое, полное, с наложенной волнистой складчатостью. Южная погребенная часть Аюсайской синклинали срезана Досанским разломом, южнее которого расположена крупная, фрагментарно обнаженная Досанская антиклиналь, сложенная карбонатно-терригенными отложениями фаменского возраста.
Карабулакская антиклиналь представлена фаменскими отложениями рандысайской толщи. Оба крыла складки осложнены разломами и наращиваются фамен-нижнекаменноугольными отложениями актасской серии и Актасского рифового комплекса. Севернее Карабулакской антиклинали выделяется Джаманктайская брахисинклиналь, сложенная карбонатно-терригенными и карбонатными породами фаменского и фамен-раннекаменноугольного возраста. Ее восточное крыло является общим с Яндайской антиклиналью, ось которой ориентирована в северо-восточном направлении. Ядерная часть складки представляет собой узкий тектонический блок фаменских отложений, расположенных среди отложений актасской серии.
Севернее Актасской синклинали расположены Турланская и Притурланская синклинали. Друг с другом они граничат по разлому северо-западного простирания, которым уничтожено юго-западное крыло Турланской складки и северо-восточное крыло Притурланской структуры. В свою очередь, Притурланская структура отделена от Актасской субширотным разломом. Ядра структур сложены отложениями ранне-среднекаменноугольного возраста, а крылья наращиваются породами позднего фамена – турне. Турланская синклиналь имеет северо-западное простирание, а осевая поверхность Притурланской структуры ориентирована субширотно.
По данным бурения и переинтерпретации геофизических материалов выделяется ряд погребенных структур. К юго-западу от Аюсайской синклинали это Мынбулакская и Косбулакская антиклинали, разделенные Жетымтауской синклиналью. Восточнее Досанской антиклинали обособлены Жетыкудукская и Чакпакская антиклинали. На юго-запад от Жетыкудукской антиклинали располагается одноименная синклиналь. У всех антиклиналей ядерная часть представлена фаменскими отложениями, а крылья и ядра сопряженных с ними синклиналей образованы карбонатными отложениями фамен-раннетурнейского возраста.
Отложения альпийского структурного этажа представлены мезозой-кайнозойскими литофациями Сырдарьинской впадины и Леонтьевской депрессии. В его строении участвуют отложения триасовой, юрской, меловой, палеогеновой, неогеновой и четвертичной систем, которые в свою очередь образуют три подэтажа, ограниченных поверхностями угловых несогласий.
Нижний подэтаж состоит из нерасчлененных триас-раннеюрских бокситоносных и юрских осадков. Отложения подэтажа распространены в пределах Леонтьевского грабена и имеют фрагментарное развитие в предгорьях юго-западного склона Большого Каратау (район юго-западной части Аюсайской синклинали), где со структурным несогласием залегают на различных уровнях палеозойских образований. В границах Леонтьевской депрессии, имеет место прилегание различных частей юрской толщи к палеозойским отложениям. Углы падения пород уменьшаются от бортов депрессии к ее центру. Отмечается кулисообразное сдвигание юрских осадков в юго-восточном направлении. Они образуют цепь пологих мульд, либо брахискладок с углами падения крыльев от 100 до 200. В северо-западной части впадины юрские отложения образуют моноклиналь.
Второй подэтаж включает в себя отложения мела, палеогена и низов неогена. Внутри подэтажа существуют несогласия, по которым его можно разделить на структурные ярусы. Несогласия фиксируются между меловыми и эоценовыми отложениями, а также между эоценовыми и олигоценовыми осадками. В полном объеме образования подэтажа известны в Сырдарьинской впадине, где они фрагментарно обнажены в юго-западных предгорьях Большого Каратау и образуют широкую моноклиналь, погружающуюся на юго-запад.
Третий подэтаж сформирован отложениями плиоцена и четвертичного периода. Его отложения выполняют основную площадь альпийского этажа на поверхности и залегают субгоризонтально.
В пределах описываемой части Большого Каратау, помимо Главного Каратауского разлома, основные характеристики которого были приведены выше, широко развиты различные типы разрывных нарушений. В Центрально-Каратауском синклинории выделяются два крупных протяженных разлома, ориентированных субширотно – Южно-Актасский разлом и Досанский разлом. Южно-Актасский разлом в своей западной части разделяет Аюсайскую синклиналь и Карабулакскую антиклиналь. На своем восточном продолжении он меняет направление на субмеридиональное, и приобретает дугообразную форму, выпуклой стороной обращенной на юго-запад. В этом же направлении наклонена плоскость сместителя разлома. Зона разлома хорошо выражена в рельефе уступом с приподнятой юго-западной частью. На хорошо обнаженных участках в приразломной зоне проявлена зона плойчатости в фаменских глинистых карбонатах и участки дробления в известняках Актасского рифового комплекса. Досанский разлом погребен под рыхлыми отложениями. По нему проходит граница между Аюсайской синклиналью и Досанской антиклиналью. Актасская разломная зона объединяет в себе сеть меридиональных, северо-западных и северо-восточных разломов, которая образовалась среди карбонатов Актасского рифового комплекса и актасской серии в западном крыле одноименной синклинали и протягивается на юг, в область Аюсайской синклинали. Наиболее высокоамплитудные и протяженные разломы этой зоны окаймляют блоки фаменских ядер антиклинальных структур второго и более высоких порядков, известные в этом районе (Яндайская антиклиналь). Фаменские карбонаты, обнаженные в узких тектонических блоках, интенсивно кливажированы и ожелезнены. В них отмечаются многочисленные зеркала скольжения и остатки уплощенной деформированной фауны. Они подвергаются интенсивной эрозии и образуют глубокие понижения в рельефе. В местах пересечения разломов развивается карст, проявляющийся в карбонатных породах провалами и образованием красных зон окисления.
Полезные ископаемые
Хребет Каратау является одной из крупнейших рудных провинций Южного Казахстана и важным горнопромышленным регионом, в котором размещены многочисленные месторождения и проявления свинца, цинка, ванадия, бария, золота, зернистых фосфоритов и ряда других полезных ископаемых. Современная структура Каратау представляет собой сложнопостроенный антиклинорий, включающий геологические образования докембрия и палеозоя. Особенностью региона является незначительное развитие магматизма. Здесь, главным образом распространены осадочные и в меньшей степени вулканогенно-осадочные геологические формации. Интрузивный магматизм проявлен в виде редких и небольших по размерам массивов габбро-перидотитов, габбро-диабазов, граносиенитов докембрийского возраста, а также гранитоидов позднего палеозоя. В связи с этим, в Каратау практически невозможно достаточно обосновано проследить генетическую или парагенетическую связь различных полезных ископаемых с определенными магматическими комплексами. В то же время наблюдается довольно четкая приуроченность проявлений различных полезных ископаемых к конкретным стратоуровням, формационным и литофациальным комплексам осадочных и вулканогенно-осадочных образований.
В Каратау выделяется ряд крупных тектоноформационных комплексов с вполне определенной минерагенической специализацией.
Наиболее ранний рифей-вендский карбонатно-терригенно-вулканогенный комплекс, сложенный кварцевыми порфирами, фельзит-порфирами, кварцево-хлоритовыми, кварцево-серицитовыми, хлоритовыми и кремнистыми сланцами, базальтами, риолитами, туфами, слюдистыми песчаниками, известняками и мраморами, характеризуется золоторудной минерагенической специализацией, представленной проявлениями сульфидизированных зон кварцево-жильного типа. В этом комплексе выделяются: сланцево-доломит-известняковая бакырлинская свита; шованская свита, представленная кремнисто-углеродистыми сланцами (содержание пирита 3-5%, золота в породе 25 мг/т); вулканогенно-терригенная кайнарская свита с первичной геохимической специализацией на висмут, мышьяк, серебро и золото и углеродисто-кремнисто-сланцевая косшокинская свита (содержание пирита 2-7%, золота в пирите 30-300 г/т, золота в породе 20-50 мг/т). В данных отложениях локализованы небольшие месторождения и многочисленные проявления золота кварц-сульфидного типа.
Кембрийский глинисто-углеродисто-кремнисто-карбонатный комплекс образован кремнистыми, кремнисто-углеродистыми, глинисто-кремнистыми, глинистыми сланцами, известняками и доломитизированными известняками. Отличительной чертой отложений являются высокие содержания кремнезема и углерода. Характеризуется фосфорной и ванадиевой минерагенической специализацией, сопровождающейся развитием повышенных содержаний молибдена, редких земель, тантала, ниобия, цинка и бария. С кембрийскими карбонат-кремнистыми отложениями чулактауской свиты в Малом Каратау связаны крупнейшие скопления пластовых фосфоритов, а с ритмично построенными пачками кремнистых, углеродисто-кремнистых, глинисто-кремнисто-углеродистых сланцев курумсакской свиты кембрийского возраста – крупные стратиформные месторождения ванадия в Северо-Западном Каратау и в горах Джабаглы.
Кембро-ордовикский терригенный комплекс, сложенный полимиктовыми песчаниками, алевролитами, глинистыми, глинисто-хлоритовыми и углеродисто-глинисто-кремнистыми сланцами, характеризуется существенно медной минерагенической специализацией, представленной проявлениями вкрапленно-прожилковых зон минерализации с пиритом и халькопиритом, кварцевыми жилами с халькопиритом, а также широким развитием медных геохимических ореолов рассеяния. Обычно, тонкая вкрапленность и прожилки пирита и халькопирита присутствуют в прослоях углеродисто-глинисто-кремнистых сланцев.
Средне-позднедевонский терригенный комплекс образован красноцветными конгломератами, кварц-полевошпатовыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами. Отложения характеризуется медно-железо-золоторудной минерагенической специализацией, представленной помимо бедной рассеянной минерализации, жильными кварц-гематитовыми, гематитовыми, баритовыми, кварц-халькопиритовыми и кварц-золоторудными проявлениями.
Фамен-каменноугольный карбонатный и терригенно-карбонатный комплекс представлен известняками, доломитами, доломитизированными известняками, углеродисто-кремнисто-доломитовыми ритмитами, брекчиями карбонатного состава, мергелями, алевролитами и песчаниками. Важнейшей геохимической и минерагенической особенностью комплекса является его свинцово-цинковая специализация, проявленная широко развитой бедной рассеянной и послойной минерализацией и крупными стратиформными месторождениями.
Мезозой-кайнозойский терригенный и карбонатно-терригенный комплекс представлен песчаниками, песками, глинами, известняками и доломитами. Здесь известны проявления россыпного золота, бокситов, зернистых фосфоритов, урана, а также элювиальные и инфильтрационные проявления свинца, цинка, серебра и молибдена.
В значительной степени, минерагенический облик Большекаратауской зоны определяется свинцово-цинковым, цинково-свинцовым и цинково-свинцово-баритовым оруденением, локализованным в карбонатных и терригенно-карбонатных отложениях фамена и карбона. По структурно-морфологическим и генетическим особенностям оруденение подразделяется на стратифицированное свинцово-цинковое миргалимсай-шалкиинского типа, инфильтрационно-карстовое свинцово-цинковое ачисайского типа и корово-карстового (в мезозойских образованиях) шаймерденовского типа.
Проявления стратиформного (миргалимсай-шалкиинского) типа максимально распространены в фаменских отложениях. Это известные месторождения Миргалимсай, Шалкия, Талап, Ансай и более сотни рудопроявлений и точек минерализации. Промышленную ценность представляют вкрапленные, прожилково-вкрапленные и послойно-вкрапленные руды, приуроченные к определенным стратиграфическим горизонтам доломитового, известняково-доломитового, углеродисто-известняково-доломитового или углеродисто-кремнисто-доломитового состава. Агрегативные руды встречаются в редких случаях. Главные рудные минералы: галенит, сфалерит, пирит и барит. Содержания свинца в рудах изменяются от 0.5 до 3%, цинка от 0.9 до 5.5%. Часто в значительных количествах присутствует барит. Пластовые залежи протягиваются по простиранию и падению от сотен метров до первых километров.
Полиметаллическое оруденение инфильтрационно-карстового (ачисайского) типа связано с допозднемеловыми процессами карстообразовния в существенно доломитовых разрезах фамен-каменноугольного возраста, сформированных горизонтами серых доломитизированных известняков и темно-серых, черных «искристых» доломитов с рассеянной вкрапленностью сульфидов свинца и цинка (содержанием сотые, иногда десятые доли процента). Процессы карстообразования и перераспределения приводили к повышению содержаний рудных компонентов в карстовом заполнении относительно, вмещающих рудный карст палеозойских карбонатных пород. Оруденение в карстовых полостях и в связанных с ними зонах трещиноватости, широко распространено на месторождениях Ачисай, Карасай, Кантаги, Смена, Аксуран и др. Промышленную ценность на этих объектах представляют богатые (содержанием до десятков процентов) агрегативные оксидно-карбонатные свинцовые (преимущественно церусситовые) и цинковые (каламин-смитсонитовые) руды. Для рудных тел характерны неправильные контуры с резкими раздувами и пережимами. Они имеют форму линз, труб, жил и гнезд. Положение рудных тел в пространстве часто зависит от расположения трещин и зон дробления во вмещающих отложениях. Размеры рудных тел колеблются в широких пределах: длина от нескольких метров до первых сотен метров, мощность от долей метра до 20-30 метров. Протяженность на глубину составляет десятки и сотни метров.
Свинцово-цинковое оруденение шаймерденовского типа (относительно новый промышленный тип для Каратау) связано с широко проявленными в мезозойское время процессами корообразования, сопровождавшихся разрушением палеозойских отложений (вмещающих стратиформную полиметаллическую минерализацию), а также последующим переотложением и локализацией рудных компонентов в терригенных образованиях мезозойского возраста. Работами последних десятилетий установлена определяющая роль в формировании богатых свинцово-цинковых руд шаймерденовского типа гипергенных процессов, сходных с образованиями месторождений бокситов (открытие и разведка свинцово-цинкового месторождения Шаймерден в пределах бокситового Краснооктябрьского рудного поля и многочисленных участков рудоносной коры выветривания в Северном Казахстане). Свинцово-цинковое оруденение в глинистых образованиях кор выветривания представлено карбонатами, окислами и силикатами свинца и цинка, что вызывает значительные затруднения при его визуальной диагностике. Перспективы мезозой-кайнозойских отложений предгорий хребта Каратау на свинцово-цинковое оруденение отмечалось и раннее, но отсутствие промышленного объекта такого типа не позволяло провести количественную оценку ресурсов свинца и цинка. В настоящее время, эталонным объектом является месторождение Шаймерден, которое представляет собой карстовую депрессию среди известняков нижнего карбона, заполненную щебнисто-глинистыми отложениями, переотложенной коры выветривания. На месторождении выделено 12 промышленных рудных тел, два из которых являются основными и содержат 96% балансовых запасов цинковых руд. Первое рудное тело выполняет котловину протяженностью 270 метров. Ширина залежи изменяется от 50 до 100 метров при колебаниях мощности от 7 до 140 метров. Средние содержания цинка составляют 28%. Второе рудное тело представляет собой горизонтальную залежь (размером 280 х 50-100 м, средняя мощность 14.8 м, среднее содержание цинка 19.5%), залегающую сплошным покровом на известняках. Состав руд каламин-смитсонитовый.