Джидинский район исследуется с 30-х годов ХХ века. Основные исследовательские работы проводились Восточно-Сибирским государственным университетом под руководством М. В. Бесовой, П. И. Налетова, К. А. Шалаева и др. Джидинский район является старейшим горнопромышленным районом Бурятии – на его территории открыто множество месторождений: Джидинское вольфрамо-молибденовое (Бесова, 1932), Тарбагатайское полиметаллическое (Налетов, 1933), Долон-Модонское молибденовое («Востсибцветметразведка» под руководством Е. Н. Смолянского, А. Ф. Носкова, Г. И. Храмцова и др.), Первомайское молибденовое месторождения и др.
П.И. Налетов (1935, 1936, 1962) рассматривал джидинский интрузивный комплекс как полифациальный, типы пород которого, от габброидов до лейкократовых гранитов, сформировались близко одновременно. Кроме того, в районе плоскогорья Купчин, он выделял гранитоиды нашитуйского комплекса более древние, чем образования джидинского комплекса.
Также геологосъемочные и поисковые работы в 40-50-х гг. ХХ века помогли обнаружить в районе проявления угля в Санагинской и Утатинской впадинах (Смолянский Е. Н.).
В следующем этапе геологосъемочных и поисковых работ (50-70-е гг. ХХ века) были проведены обобщающие металлогенические исследования (Смолянский, Батурина, 1966 – редкие металлы; Феофилактов, 1973 – золото), результатом которых явилось создание геологической основы Джидинского рудного района. Была обнаружена золоторудная минерализация на северной периферии Джидинского рудного поля.
Смолянский (1962) выделял джидинский комплекс как многофазную интрузию нижнего палеозоя, первая фаза которой представлена габбро, габбро-диоритами, плагиогранитами и гранодиоритами, вторая – сиенитами, граносиенитами, и кварцевыми сиенитами, третья – порфировидными гранитами и четвертая – лейкократовыми гранитами.
В.А. Дворкин-Самарский (1965), З.И. Петрова (1972) выделяли три фазы. К первой фазе они относили габброиды и гранитоиды повышенной основности от диоритов до тоналитов. Ко второй фазе - сиениты, монцониты, граносиенты, к третьей лейкократовые граниты. При этом, З.И. Петровой (1972), в результате петрогеохимических исследований всех разновидностей пород джидинского комплекса, было показано, что в его составе выделяются две серии пород с различной геохимической спецификой и разной направленностью петрохимической эволюции исходных магм. Породы первой серии (соответствуют объему первой фазы), по ее мнению, являются продуктами кристаллизации гибридной магмы кварцево-диоритового состава. Гранитоиды второй серии, сформированные в две последовательные фазы, являются результатом дифференциации гранитоидной – близкой к граносиенитовой магмы. Обе серии автором рассматривались как самостоятельные геологические образования (Петрова, 1972).
Также проводились исследования по кайнозойским отложениям Джиды (Антощенко-Оленев, 1975), работы по стратифицированным отложениям нижнего палеозоя (Беличенко, 1969), разработки вопросов интрузивного магматизма (Дистанова, 1975, 1979), работы В. И. Игнатовича, Я. А. Косалса, Д. Жалсабона по редкометалльным интрузиям и др.
Большой вклад в исследования Джидинской зоны каледонид внесла А.Н. Дистанова. Она (1971, 1975, 1978) в Джидинской зоне палеозоид из состава джидинского комплекса выделила несколько самостоятельных, в возрастном и формационном отношении, комплекса - доджидинских плагиогранитов, распространенных в левом борту р. Джиды выше устья р. Цакирки, раннепалеозойские: габбро-норитовый (зунгольский), тоналит-диоритовый (собственно джидинский) комплексы, а также гранит-граносиенитовый дабанский комплекс среднего палеозоя (1975).
В собственно джидинском комплексе Дистанова (1975, 1978) выделяла две группы массивов:
1) наиболее крупные массивы пестрого состава – Модонкульский, Шараазаргинский, Купчинский;
2) небольшие массивы выдержанного тоналитового состава – Дархинтуйский, Барунгольский, Верхнедархинтуйский, Верхнебарунгольский и др.
Массивы первой группы она считала автохтонными, возникшими в результате процессов гранитизации ранних габброидов зунгольского комплекса и вулканогенных образований хохюртовской свиты нижнего кембрия. Массивы второй группы были отнесены к аллохтонным образованиям. Следует отметить, что в настоящее время, массивы второй группы (Дархинтуйский, Верхнедархинтуйский, Барунгольский, Верхнебарунгольский и др.) выделены в отдельную Барунгольско-Дархинтуйскую группу коллизионных гранитоидов раннеордовикского возраста (Гордиенко и др., 2012, Елбаев, 2013).
В 70-80-х гг. ХХ века начинается следующий этап геологосъемочных и поисковых работ в Джидинском рудном районе. Были начаты поиски новых подходов к изучению стратифицированных образований (исследования Л. И. Васильева). Среди уже изученного раннепалеозойского джидинского комплекса начали выделяться позднепалеозойские интрузии бичурского и соготинского комплексов.
В дальнейшем в 90-х гг. ХХ века проводились также исследования по данному району, так как собранной предшественниками информации было недостаточно, чтобы понять структуру района.
Стоит отметить также, что в результате работ П.М. Хренова и Е.Н. Смолянского (1964), В.Г. Беличенко (1969, 1977), Ю.В. Комарова (1970), А.Н. Дистановой (1971, 1975, 1978), И.В. Гордиенко (1987), В.Д. Баянова и др. (1992) и других, была установлена принадлежность Юго-Западного Забайкалья, а также Северной Монголии, к протяженной зоне каледонид. В дальнейшем Юго-Западное ее окончание стало именоваться как Джидинская зона палеозоид. В связи с этим, становление интрузий джидинского комплекса связывали с каледонским этапом, а возраст пород считался раннепалеозойским. Различными были взгляды и на вещественный объем джидинских гранитоидов.
После анализа проведенных исследований П.И. Налетова в 50-60-х гг ХХ века, в результате геологосъемочных работ масштаба 1:50 000, под руководством В.Д. Баянова (В.Д. Баянов и др. 1992), большая часть гранитоидов Купчинского плоскогорья была отнесена к породам среднепалеозойского возраста, а оставшаяся часть, в виде отдельных небольших фрагментов, к образованиям джидинского комплекса.
В результате более поздних геолого-съемочных и научно-исследовательских работ (Гордиенко и др., 1978; Гордиенко, 1987; Баянов и др., 1992 и др.) были также предложены различные модели образования пород джидинского комплекса. В.Д. Баянов, в процессе проведения ГСР-50 (Баянов и др., 1992), в составе пород комплекса выделил две интрузивные фазы. Он частично придерживается взглядов А.Н. Дистановой и выделяет габброиды в самостоятельный зунгольский комплекс, комагматами при этом считая образования базальтовой толщи венд - раннекембрийского возраста. Образования джидинского комплекса В.Д. Баянов с соавторами, считает нормально интрузивными с двумя фазами внедрения: первая - диориты и кварцевые диориты, вторая – тоналиты и плагиограниты.
Следует также отметить, что в 2010 году вышла монография В.Л. Хомичева – «Плутоны – дайки – оруденения» (2010), в которой автор, на основании построенной геолого-гефизической модели для Джидинского рудного поля, предложил геологам, изучавшим Джидинскую зону за последние 30-35 лет, не заниматься «комплексотворчеством», а выделить один - гуджиро-джидинский комплекс габбро-монцодиорит-сиеногранитной формации, да еще и с неопределенным возрастом. При этом он совершенно не учитывает материалы геолого-съемочных и научно-исследовательских работ, накопленные за последние 35 – 40 лет.
Как видно из вышесказанного, единой точки зрения на возраст, вещественный состав, генезис, формационную принадлежность пород джидинского комплекса в настоящее время не существует.
Следует также отметить, что одной из главных проблем в настоящее время, для расшифровки эволюции магматизма Джидинской зоны палеозоид, является отсутствие, либо единичные определения абсолютного возраста, как пород комплекса, так и в целом магматических образований распространенных в пределах зоны.
По сей день в Джидинской зоне каледонид остаются нерешенными проблемы времени существования островной дуги и выделения преддуговых аккерционных комплексов. Поэтому научно-исследовательские и поисково-оценочные работы в данном районе до сих пор имеют место. При этом производится геологическое картирование, как крупных структур, так и отдельных массивов. Ведется отбор образцов и проб для их анализа и дальнейшая интерпретация полученных данных.
Глава 3. СТРАТИГРАФИЯ
Стратиграфические образования слагают около двух третей изученной территории. В совокупности они представлены широкой возрастной гаммой пород – от протерозойских до современных, характеризуются различными литологическими и формационными признаками, а также разной степенью метаморфических преобразований.
Данная площадь приурочена к западной части Джидинской структурно-фациальной зоны (СФЗ), охватывающей весь бассейн среднего и верхнего течения р. Джиды (хребты Ключевской и Джидинский). Стратифицированные образования палеозоя этого района резко отличаются от метаморфитов Хамардабанской СФЗ по составу (значительная роль вулканитов), степени дислоцированности и регионального метаморфизма (не выше зеленосланцевой фации).
В ходе геолого-съемочных работ (Баянов, 1992) палеозойские отложения были расчленены на ряд хорошо картируемых подразделений, четко отличающихся друг от друга по составу и строению (снизу): вулканогенные базальтовая и риолит-андезитовая, вулканокластическая туфотурбидитовая и терригенная флишоидная толщи. Завершается разрез конгломератовой хурликской свитой, вероятно, несогласно перекрывавшей все остальные толщи. Указанная вертикальная последовательность толщ принималась большинством исследователей и обоснована находками фауны археоциат в известняках вулканогенных толщ, остатков граптолитов (?), спор и пыльцы во флишоидной толще.
Выделенные стратоны, по-видимому, залегают в виде аллохтонных блоков и пластин и имеют тектонические границы. Также широкое развитие покровно-складчатых структур установлено в Джидинской зоне каледонид Северной Монголии, непосредственно примыкающей к описываемой СФЗ.
Принадлежность вулканогенных и осадочных отложений палеозоя к единому и непрерывному во времени разрезу – дискуссионна. В Северной Монголии выявлены непрерывные последовательности (снизу): карбонатно-спилитовая – вулканокластическая и вулканокластическая – флишоидная. Это сопоставимо с последовательностями базальтовая + риолит-андезитовая – туфотурбидитовая и туфотурбилитовая – флишоидная толщи. С другой стороны имеются данные о резко различных геодинамических обстановках формирования отдельных толщ палеозоя. Поэтому вероятнее всего, что в разрезе СФЗ совмещены отложения близкие по возрасту, но в период накопления пространственно разобщенные.
Джидинская СФЗ – типичная область зеленосланцевого метаморфизма, характерного для мегаструктур, испытавших восходящие движения. Зональность метаморфизма контролируется площадью распространения тех или иных стратоподразделений. Ореолы высокотемпературных преобразований вмещающих отложений вблизи интрузивов узкие и часто ограничиваются первыми сотнями метров.
Нижний кембрий. БАЗАЛЬТОВАЯ ТОЛЩА (Є1b)
Представлена толща афировыми лавами метабазальтов, диабазами и габбро-диабазами, прослоями кремней, прослоями и биогермами известняков с фауной археоциат, оолитовыми известняками, в зонах динамометаморфизма – амфибол-эпидотовыми, амфибол-хлорит-эпидотовыми, амфибол-хлорит-эпидот-карбонатными «зелеными» сланцами. Мощность толщи более 600 м.
Базальтовая толща прослеживается от Цаган-Бильчира до верховьев Долон-Модона в виде узкой (2-4 км) прерывистой полосы протяженностью около 40 км северно-западного простирания (площадь около 110 км2). Контакты толщи с другими подразделениями в основном тектонические. Только в бассейне Малой Шара-Азарги было зафиксировано налегание пород флишоидной толщи на базальтовую с размывом, через базальные конгломераты. Галька метабазальтов и ассоциирующих с ними археоциатовых известняков обильно представлена в образованиях туфотурбидитовой толщи. Подошва толщи на площади в нормальном разрезе не фиксируется.
Представление о строении и составе толщи можно получить по разрезам, составленным по Долон-Модону и Малой Шара-Азарге.
В разрезах по Долон-Модону наблюдается:
1. Зеленовато-серые афировые метабазальты – более 100 м.
2. Псефитовые литокластические туфы базальтов – 70 м.
3. Зеленовато-серые мелкозернистые метадиабазы – 40 м.
4. Зеленовато-серые плотные метабазальты – 80 м.
5. Псефитовые литокластические туфы базальтов – 140 м.
6. Зеленовато-серые плотные метабазальты – 40-50 м.
7. Псефитовые литокластические туфы базальтов – 30 м.
8. Метабазальты зеленовато-серые, афировые, плотные – 50-80 м.
9. Псефитовые литокластические туфы метабазальтов – более 70 м.
10. Видимая мощность – 630 м.
Разрез по Малой Шара-Азарге выглядит следующим образом:
1. Грязно-белые оолитовые известняки с остатками водорослей – более 260 м.
2. Сланцы хлорит-амфибол-карбонатные, полосчатые, интенсивно милонитизированные, пропитанные охрами гематита, иногда с конгломератовидными текстурами – около 650 м.
3. Сланцы хлорит-эпидот-амфиболовые, серо-зеленые, шелковистые - 150 м.
4. Метабазальты зеленовато-серые, темные, плотные – 40 м.
5. Метабазальты зеленовато-серые. Вкрапленники представлены амфиболизированным пироксеном – 30 м.
6. Сланцы темно-серые до черных, плотные, углеродисто-кремнистые – 10 м.
7. Известняки светло-серые, мелкокристаллические, доломитизированные – 25 м.
Далее по разрезу следуют базальные конгломераты флишоидной толщи, галька которых в основном представлена светло-серыми мелкозернистыми известняками, метабазальтами и единичными обломками плотных грязно-розовых тоналитов. Суммарная мощность пород базальтоидной толщи в ее неизменной части по Малой Шара-Азарге составляет 1165 м.
Средний кембрий. РИОЛИТ-АНДЕЗИТОВАЯ ТОЛЩА (Є2 ra)
Породы риолит-андезитовой толщи (плагиориолиты, низкощелочные риодациты и андезиты, их туфы, зеленые андезибазальты) развиты, в основном, на право- и левобережье Джиды, вблизи устья Цакирки, занимая площадь около 26 км2. На водоразделе Ивановки-Гуджирки они слагают серию тел размером до 0,5х2 км.
Толща занимает промежуточное положение между нижнекембрийскими метабазальтами и образованиями туфотурбидитовой толщи, датированной ордовиком.
Наиболее распространенными породами толщи являются туфы среднего и кислого состава. Лавы риолитов и плагиориодацитов встречены только в районе Тарбагатайского водораздела, андезито-базальты – на водоразделе Ивановки-Гуджирки.
Представление о строении и составе толщи можно получить по фрагментам разрезов. Так, на правобережье Джиды, вблизи устья Цакирки, наблюдается следующая последовательность напластования (снизу):
1. Псаммитовые зеленовато-серые рассланцованные туфы андезитов – 480 м.
2. Светло-серые плагиориодацитовые породы – 270 м.
3. Псаммитовые зеленовато-серые рассланцованные туфы андезитов – более 50 м.
Видимая мощность толщи – 800 м.
На водоразделе Ивановки-Гуджирки толща представлена (снизу):
1. Грязно-зеленые андезито-базальты, переходящие в верхней части потока в кластоклавы – 7,5 м.
2. Псефитовые грязно-зеленые кластоклавы плагиопорфиров – 6,5 м.
3. Светло-зеленые тонкослоистые алевритовые литокластические туфы дацитов – 5,5 м.
Видимая мощность толщи – 1915 м.
Ордовик? ТУФОТУРБИДИТОВАЯ ТОЛЩА (О?tt)
Название дано, исходя из предположения, что вулканокластические осадки толщи сформированы автокинетическими (турбидитными в широком смысле) потоками.
Толща сложена туфопесчаниками с редкими маломощными прослоями туфоалевролитов и туфоаргиллитов и резко подчиненными горизонтами вулканомиктовых и вулканокластических конглобрекчий. Предполагается, что в ненарушенном разрезе она перекрывала базальтовую и подстилала или частично замещала по латерали флишоидную толщи. В современной геологической структуре все ее контакты с древними стратифицированными образованиями – тектонические.
Отложения толщи протягиваются в виде полосы шириной 1,5 – 3,5 км от ручья Ивановский на юго-восток через водораздел Мыргэншены – Хасуртый до правобережья Долон-Модона. В междуречье Уленги – Шара-Бильчира толща слагает крупное поле размером 3х4 км и присутствует в виде мелких тектонических блоков среди образований базальтовой толщи на водоразделе Бугуриктая – Шара-Бильчира.
Породы туфотурбидитовой толщи расчленены на 2 неравные по объему и мощности части, выделяемые условно в ранге пачек: пестроцветная глинисто-псаммитовая и псаммитовая.
Ордовик? ФЛИШОИДНАЯ ТОЛЩА (О?fl)
Ритмичнослоистые терригенные и карбонатно-терригенные отложения Джидинской СФЗ традиционно обособлялись в качестве джидинской свиты или толщи.
Характерные особенности толщи:
- ритмичное строение, обусловленное многократным повторением в разрезе как мелких слоев песчаников, алевролитов, алевропелитов, смешанных терригенно-карбонатных и карбонатно-терригенных пород, так и крупных горизонтов и пакетов различного состава и строения;
- отчетливые слоистые текстуры, в том числе косослоистые и градационные;
- высокая значительная карбонатность, составляющая псаммитовых и алевритовых пород;
Значительная фациальная изменчивость;
- резкие нижние границы отдельных ритмитов, часто со следами кровли подстилающих осадков.
Девон? ХУРЛИКСКАЯ СВИТА (D1hr)
Свита сложена несортированными конгломератами, переходящими в галечные и галечно-щебенистые гравелиты и песчаники (пудцинг-конгломераты). В подчиненном количестве присутствуют прослои песчаников и алевро-аргиллитов мощностью до первых метров. Наиболее характерная особенность пород – красноватые окраски.
Отложения свиты образуют полосу шириной 200-1000 м. на юго-западном склоне Тарбагатайского водораздела. Отдельные выходы конгломератов и гравелитов наблюдались на протяжении 150 метров вдоль подножья правого борта Цакирки примерно в 4 км выше ее устья. Далее к юго-востоку узкая (100-350 м.) полоса выходов свиты тянется через водораздел Цакирки и Малой Шара-Азарги и по левобережью последней в междуречье ее первого и второго сверху левых притоков.
Отложения свиты бассейна Малой Шара-Азарги практически не метаморфизованы. В составе псефитовой кластики преобладают осадочные и вулканогенно-осадочные породы.
Разрез свиты изучен на верхней части водораздела Цакирки и верховьев Малой Шара-Азарги. Здесь вскрыты отложения свиты, залегающей, вероятно, в виде расчешуенной тектонической пластины, надвинутой на диориты джидинского комплекса на юго-западе и перекрытой пластиной их же на северо-востоке. Тектонические надвиговые контакты, видимо, были подновлены более поздними крутопадающими разломами. С юго-запада на северо-восток (снизу вверх?) выходят:
1) Кварцевые диориты рассланцованные;
2) Катаклазиты по кварцевым диоритам. Ширина выходов – 2,5 м.;
3) Дайка коричневато-серых сиенит-порфиров. Ширина выходов – 6,5м.;
4) Галечно-песчанистый гравелит вишнево-красный. Размеры обломков 0,3-1,5 см. Матрикс – песчаник неравномернозернистый.
Юрская система. ИЧЕТУЙСКАЯ СВИТА
В состав свиты входят: плагиоклазовые, пироксеновые, роговообманковые порфириты, туфоконгломераты и конгломераты. Отмеченные разновидности порфиритов переслаиваются между собой и нередко фациально замечают друг друга по простиранию.
Внешне эффузивы пепельно-серые, серые, реже темно-серые и красновато-серые. Среди них встречаются массивные, плитчатые, реже пористые и миндалекаменные разновидности. В последних миндалины выполнены цеолитом и кальцитом. Форма миндалин сферическая, эллипсоидальная, сплющенная. Размеры их не превышают 1 см в диаметре.
В основании разреза свиты залегают плагиоклазовые порфириты, местами наблюдаются туфоконгломераты и конгломераты. Выше по разрезу преобладают роговообманковые порфириты.
Плагиоклазовые порфириты пепельно-серые, серые тонкозернистые с фенокристами плагиоклаза. Основная масса их состоит из стекла, плагиоклаза, апатита, рудного минерала. Вкрапленники представлены удлиненными призмами плагиоклаза. Он часто зональный: в центре андезин, а по краям альбит. По плагиоклазу развиваются серицит, пелит и хлорит. Микроструктура основной массы порфиритов гиалопилитовая, микропилитовая, пилотакситовая.
Роговообманковые порфирита в отличие от плагиоклазовых порфиритов имеют в своем составе вкрапленники роговой обманки.
Пироксеновые порфириты чаще всего миндалекаменные. Структура их порфировая, основной массы - пилотакситовая. Текстура миндалеканенная, флюктуационная. Основная масса пироксеновых порфиритов сложена плагиоклазом, пироксеном, стеклом и рудным минералом. Вкрапленники представлены слабо серицитизированнын плагиоклазом и пироксеном.
Туфоконгломераты бурые, буровато-лиловые, зеленовато-серые. Они состоят из галек, сцементированных эффузивным или туфовым материалом. Обломочный материал плохо отсортирован. Размеры обломков от 0,5 до 50 см. Окатанность галек, как правило, хорошая. В составе галек содержатся порфириты, диабазы, известняки, туфоконгломераты, конгломераты, туфопесчаннки и метаморфические сланцы хохюртовской свиты, песчанистые известняки, реже песчаники джидинской свиты, а также диориты, плагиограниты и граниты индийского интрузивного комплекса.
Значительно реже встречаются конгломераты. По внешнему облику и составу обломочного материала конгломераты неотличимы от туфоконгломератов, в которых, по-видимому, залегают в виде линз, цементом конгломератов служат плохо окатанные зерна полевых шпатов, кварца, листочки биотита и туфовый материал.
Форма залегания эффузивов - потоки, покровы и редко дайки. Мощность свиты непостоянна и колеблется от 300 до 500 м.
Основные эффузивы залегают на поверхности размыва гранитоидов джидинского (палеозойского) интрузивного комплекса (устье рч. Модонкуль, бассейны рч. Хурай-Цакира и Улентуя) и присутствуют в гальке сангинской свиты верхнеюрского-нижнемелового возраста. Палеонтологических остатков в описываемом районе не встречено.
Неогеновая система – нижнечетвертичная система. БАЗАЛЬТЫ
Эти базальты слагают на изученной территории водоразделы, придавая им плоскую форму, поэтому и получили в литературе название "вершинных". Они распространены на водоразделах речек Барун-Хобол, Зун-Хобол, Нарын-Год, Барун-Хобол, в верховьях Хурай-Цакира и Дархинтуя. Мощность базальтовых покровов от 80 до 150 м.
Обладая серым и темно-серым цветом и мелкозернистым строением, базальты разделяются на плотные и пористые. Поры и пустоты размером от долей миллиметров до 3 см имеет округлую и эллипсоидальную форму, иногда выполнены цеолитом, карбонатом и эпидотом.
Излияние базальтов происходило многократно. Часто в обнажениях наблюдается чередование плотных и пористых базальта. По минералогическому составу базальты подразделяются на оливиновые и безоливиновые.
Оливиновые базальты обладают порфировой структурой с долеритовой, реже интерсертальной структурой основной массы. Порфировые вкрапленники представлены оливином, который местами замещается иддингситом. Основная масса базальтов состоит из лейст андезина-лабрадора, в промежутках между которыми расположены авгит, магнетит, апатит.
Безоливиновые базальты внешне мало чем отличаются от оливиновых. Основная масса их сложена плагиоклазом, авгитом, магнетитом и стеклом. В виде редких вкрапленников встречается основной плагиоклаз. Структура пород интерсертальная, гиалопилитовая.
Возраст базальтов условно определяется как неогеновый - нижнечетвертичный.
Оливиновые базальты "долинные" нерасчлененные
Четвертичные базальты на площади листа выполняют долины наиболее крупных рек Джиды, Хамнея, Дархинтуя, Бартоя и других, отчего получили в литературе название "долинных". "Долинные" базальты образовались преимущественно в результате эксплозивной деятельности, связанной с вулканами (Налетов, 1941). Форма залегания базальтов - потоки и покровы. Мощность базальтовых потоков по долине Джиды составляет 80-130 м, по долине Хамнея - 140 м, по долине Бартоя и Дархинтуя - 40-100 м. Современные реки врезались в покровы "долинных" базальтов, образовав долины с комплексом эрозионных (12-14 м, 18-20 м, 26 м, 33-37 м) и аккумулятивных (10-12 м, 18-20 м) террас.
Базальты темно-серые, серые, черные плотные мелкозернистые оливиновые. Среди них встречаются пористые и шлаковидные. Поры и пустоты эллипсоидальной и округлой формы. Размеры их от долей миллиметра до 3 см. Часто наблюдается послойное чередование пленных и пористых базальтов со столбчатой и плитчатой отдельностями, что указывает на многократность излияния. Число циклов базальтовых излияний, по А. П. Божинскому (1935), было пять-шесть, а П. И.Налетову (1941) - до десяти.
Для базальтов характерна порфировая структура с офитовой или интерсертальной структурой основной массы. Порфировые вкрапленники представлены оливином, лабрадором и авгитом. Основная масса базальтов состоит из лейст плагиоклаза, угловатые промежутки между которыми заполнены авгитом, титано-авгитом, оливином, вулканическим стеклом, апатитом и рудным минералом.
П.И. Налетовым (1961) в долине рч. Нарын-Гола, кроме базальтов, описана пепельно-серая тонкопористая пемза, а в пределах Хурай-Цакирского вулкана - кирпично-красные туфы, вулканические бомбы и лапилли.
Возраст "долинных" базальтов определяется как нерасчлененный четвертичный. На отдельных участках они древнее нижне-среднечетвертичных песков (падь Зимка), но в то же время из прослоя межбазальтовых галечников в устье Бартоя установлен среднечетвертичный споро-пыльцевой спектр. Всюду, где базальты прорезаны глубокими долинами, они древнее верхнечетвертичных отложений (в них вложен аллювий 10-12 и 18-20-метровых террас). Близ коренных склонов "палеодолин" на поверхности базальтовых покровов наложены неразделенные верхнечетвертичные и современные делювиально-пролювиальные отложения. Абсолютный возраст базальтов по калий-аргоновому методу определяется в 36, 25, 17 млн.лет, что близко миоцену.
