Размещено на http://www.allbest.ru/

Оглавление

• Введение
• Глава 1. Тектоника
• 1.1 Геотектоническое районирование
• 1.2 Характеристика тектонических структур
• 1.2.1 Тувинская складчато-глыбовая зона
• 1.2.2 Каледонские складчатые зоны (каледониды)
• 1.2.3 Варисские складчатые зоны
• Глава 2. Стратиграфия
• 2.1 Стратиграфия. Складчатая зона рудного Алтая
• 2.2 Прогибы
• Глава 3. Полезные ископаемые Алтае-Саянской складчатой области
• 3.1 Полезные ископаемые
• 3.2 Металлогеническая специализация
• Введение

Алтае-Саянской областью называют складчатые структуры юго-западного обрамления Сибирской платформы. В границы области и соответствующей металлогенической провинции входят горные массивы Восточного и Западного Саяна, Танну-Ола, Кузнецкого Алатау, Горной Шории, Горного Алтая и Салаира, а также расположенные между ними котловины - Минусинская, Тувинская и Кузнецкая. Кроме того, в состав области может быть включена Колывань-Томская зона, хотя нередко она рассматривается как прямое продолжение Калбинской зоны и Рудного Алтая и вместе с ними включается в состав Зайсанской складчатой системы.

Алтае-Кузнецкая складчато-глыбовая зона

В Алтае-Кузнецкую складчато-глыбовую зону объединяются древнейшие структуры, участвующие в строении широкой дуги древних складок, которая протягивается от Восточного Саяна через Кузнецкий Алатау до Восточного Алтая. Будучи консолидированы в древнейшем, салаирском, этапе, эта складчатая зона издавна оформилась как геоантиклинальная структура и серией прогибов и крупных разломов была разобщена на ряд тектонических блоков, имеющих в настоящее время характер горстовых массивов.

В составе Алтае-Кузнецкой зоны выделяются следующие массивы. На севере Кузнецкого Алатау располагается Мартайгинский массив, получивший наименование по Мариинской тайге, входящей в его пределы. В средней части Кузнецкого Алатау обособляется Хакасский массив, на западе ограниченный разломами, а на востоке - нормальной границей с Минусинской котловиной. Дальше к юго-западу следует Шорский массив, занимающий часть современной Горной Шории в бассейнах рек Томи и Мрассу и ограниченный с запада Ташелгинско-Кондомской зоной разломов. Еще дальше к западу располагается Бийский массив. В границы последнего включается также его структурные продолжения как на севере, в Тельбесско-Темиртаусском районе, так и на юге, в пределах современного Горного Алтая. Бийский массив продолжается на юг в область междуречья Катуни и Телецкого озера и, постепенно сужаясь, доходит до Курайского хребта и окраин Чуйской степи в Юго-Восточном Алтае. Для структуры этого массива характерно плавное изменение простираний складчатых структур фундамента от северо-восточных на севере, в пределах Горной Шории через меридиональные до юго-восточных в самой южной оконечности массива.

На западе к Бийскому массиву примыкает Катунский горстовый массив, включающий в себя, Катунский горст Северного Алтая, и его структурное продолжение в пределах Южного Салаира. Здесь также отчетливо выступает дугообразный изгиб простираний складчатых структур фундамента, вырисовывающих дугу, обращенную выпуклостью на запад. Катунский массив является крайним западным звеном Алтае-Кузнецкой складчатой зоны салаирид. Характерная особенность Катунского и Бийского массивов заключается в том, что в их южных частях имеет место погружение фундамента с довольно широким развитием толщ верхнего структурного этажа, в данном случае верхнесилурийских и среднедевонских свит. Дальнейшие южные продолжения массивов погружены и, по-видимому, переработаны в каледонском и варисском геосинклинальных прогибах Горно-Алтайской зоны.

Восточными структурными продолжениями зоны салаирских складок служат массивы хребта Арга и Восточного Саяна. Для всех этих массивов и для Алтае-Кузнецкой зоны салаирид в целом характерен следующий типовой разрез древних толщ фундамента. В основании разреза лежат гнейсы и кристаллические сланцы, а также гранитоиды предполагаемого нижнего протерозоя, слагающие ряд горстовых выступов, наиболее крупным из которых является так называемый Томский массив в средней части Кузнецкого Алатау. Выше залегают мощные карбонатные формации с подчиненными им горизонтами эффузивных и осадочных пород, в том числе характерных кремнистых. Еще выше залегают существенно эффузивные зеленокаменные толщи. Большинство исследователей относят те и другие к протерозою, хотя допускают, что верхние горизонты их могут входить в состав нижнего кембрия. Эти образования пользуются в пределах всей зоны широким площадным развитием и очень для нее характерны. В большинстве массивов именно они слагают основание стратиграфического разреза. В различных районах они выделялись под разными наименованиями. В Кузнецком Алатау они широко известны под названием енисейской и кутень-булукской свит. В Горной Шории среди этих образований выделялась так называемая сибирская группа формаций среднего и верхнего протерозоя. В Горном Алтае те же свиты, известны как баратальская и порфиритовая формации.

Выше согласно лежат фаунистически охарактеризованные (археоциатами и трилобитами) кембрийские образования - эффузивные и осадочные свиты, среди которых исследователи Горной Шории выделяли ряд формаций нижнего и среднего кембрия. В некоторых районах кембрийские отложения либо отсутствуют, либо представлены свитами небольшой мощности, дислоцированными гораздо слабее, нежели докембрийские толщи. Широко проявились интрузии кембрийского или салаирского, возраста, в том числе раннесалаирские гипербазиты и позднесалаирская сложная интрузия габбро, гранодиоритов и граносиенитов. Все более молодые осадочные и эффузивные толщи распространены в пределах зоны гораздо меньше. Особенно характерно весьма слабое развитие в пределах зоны нижнесилурийских отложений и полное отсутствие мощных песчано-сланцевых толщ этого возраста. В салаиридах описываемой зоны аналогичные горизонты нижнего силура представлены совершенно иными, незначительными по мощности толщами слабо дислоцированных и совсем неметаморфизованных глинистых сланцев и аргиллитов с фауной трилобитов, характерной для горизонтов, переходящих от верхнего кембрия к нижнему силуру. Такие толщи наблюдались в виде денудационных островков в различных частях зоны, как на севере Кузнецкого Алатау, так и в пределах Северо-Восточного Алтая, в бассейне р. Уймень. Почти полностью отсутствуют также и верхнесилурийские отложения, и только в некоторых наиболее крупных тектонических депрессиях, есть не особенно мощные и существенно эпиконтинентальные по своему типу толщи верхов нижнего и низов верхнего силура (районы р. Амзаса и бассейн р. Лебеди в Горной Шории). Несколько шире развиты девонские эффузивные и осадочные толщи, которые иногда, в тектонических прогибах и грабенах, ложатся последовательно на силурийские отложения, но чаще покрывают непосредственно кембрийские и докембрийские толщи фундамента и представляют собой преимущественно континентальные образования сравнительно небольшой мощности с растительными остатками и с редкими прослоями, содержащими морскую фауну. Также встречаются кое-где в небольших тектонических впадинах верхнепалеозойские континентальные отложения, обычно угленосные. Интрузии в толщах верхнего структурного этажа не характерны.

Некоторые исследователи относят к каледонским крупные интрузии гранитоидов, широко развитые в Кузнецком Алатау, однако более обосновано отнесение этих интрузий к салаирскому тектоно-магматическому циклу. Варисские интрузии в данной зоне совершенно не характерны и, по существу, нигде в ее пределах достоверно не установлены, если не считать гранитных интрузий Восточного Алтая и самых южных районов Горной Шории (Бийский и Катунский массивы), т. е. областей погружения салаирских структур в варисской геосинклинали. По мере движения на север и северо-восток, в глубину Горной Шории и тем более в пределы собственно Кузнецкого Алатау, проявления варисских интрузий постепенно сокращаются и последним из них, по-видимому, является массив горы Мустаг в Кондомском районе Горной Шории.

По отношению к смежным крупным тектоническим структурам зона в целом представляется геоантиклинальной структурой, причем такой характер ее наиболее ясно вырисовывается на юго-западной оконечности зоны, в области ее погружения. Границами зоны являются региональные разломы сложного строения. Внутри зоны, как уже упоминалось, имеется ряд прогибов, в числе которых выделяются Лебедской и некоторые менее крупные. Имея форму грабенов или грабенсинклиналей, они обычно располагаются в зонах крупных разломов; в частности, Лебедской прогиб связан с крупнейшим Ташелгинско-Кондомским разломом.

1.2.1 Тувинская складчато-глыбовая зона

На крайнем юго-востоке области, в пределах Тувинской котловины, хребет Танну-Ола и Восточно-Тувинского нагорья, выделяется вторая крупная складчато-глыбовая структура салаирского возраста, названная Тувинской зоной или Тувинским массивом. Эта структура неоднородна и распадается на две части, каждая из которых имеет свои особенности,- на приподнятый массив с глубоко денудированным древним фундаментом и на массив, испытавший некоторое погружение, перекрытый толщами верхнего структурного этажа. Подобно Алтае-Кузнецкой зоне, Тувинская является зоной древней салаирской складчатости, участком кембрийской геосинклинали, испытавшей консолидацию в салаирский этап геотектонического развития и позже не переживавшей геосинклинального режима.

Восточная часть Тувинской складчатой зоны отчетливо обособляется в качестве Восточно-Тувинского массива. В границы последнего, пока еще недостаточно определенные, включаются Восточно-Тувинское нагорье и условно массив Восточного Танну-Ола. По имеющимся, правда недостаточно полным, данным Восточно-Тувинский массив представляется наиболее древней структурой Алтае-Саянской области, обширным выступом докембрийского фундамента геосинклинальной области, вскрытым в ядре крупной геоантиклинали салаирского этапа к игравшим роль срединного массива соответствующей геосинклинальной системы.

В северо-восточной части Тувы, на стыке с Восточным Саяном, широко развиты гнейсы, кристаллические сланцы, мраморы и граниты архея, а также метаморфические сланцы и кристаллические известняки протерозоя, слагающие фундамент, на котором только кое- где, в тектонических депрессиях, лежат красноцветные туфовулканогенные, сравнительно слабо дислоцированные толщи нижнего кембрия, очевидно, образующие верхний структурный этаж. Весь остальной палеозой в разрезе отсутствует. Кое-где лежат континентальные юрские осадки, а также третичные и четвертичные базальты.

В Юго-Восточной Туве, в частности в нагорье Сангилен и в восточной части хр. Танну-Ола, также на обширных территориях развиты мощные толщи докембрия, представленные в низах кристаллическими сланцами и гнейсами, а выше - метаморфическими сланцами типа филлитов и мраморами, общей мощностью около 11 км. Палеозойские образования там полностью отсутствуют. Широко развиты древние докембрийские и, салаирские гранитные интрузии.

Западная часть Тувинской зоны может быть выделена особо, в качестве Западно-Тувинского погруженного массива, т. е. салаирской складчатой структуры, испытавшей частичное погружение и перестройку, но не потерявшей характерных свойств салаирид, в частности отчетливо выраженной двухслойной структуры с древним кембрийским фундаментом и резко отличающимся от него верхним структурным этажом.

Фундаментом Западно-Тувинского массива являются кембрийские эффузивные и эффузивно-осадочные толщи, дислоцированные и прорванные салаирскими интрузиями. Докембрийские образования здесь отсутствуют, будучи, очевидно, погруженными более глубоко. В составе кембрийских образований выделяется несколько свит местного значения, в том числе актовракская, баингольская и др., причем все они, судя по имеющейся фауне, занимают близкое стратиграфическое положение, различаясь лишь по фациальному составу. В низах этих свит преобладают эффузивные толщи преимущественно основного, реже - кислого состава, с подчиненными им кластическими образованиями - конгломератами, туфами, граувакковыми песчаниками, а также археоциатовыми известняками. Среди указанных пород изобилуют неправильные массивы метасоматических кварцитов. В более высоких горизонтах обычно преобладают осадочные породы - конгломераты, песчаники и известняки, содержащие археоциаты, водоросли, реже трилобиты, в то время как эффузивы занимают подчиненное положение. Известняки, как правило, слагают рифовые массивы, нередко достигающие мощности нескольких сотен метров, но не выдержанные по простиранию. Возраст свит, судя по фауне археоциат и трилобитов, определяется в пределах верхов нижнего отдела и низов среднего отдела кембрийской системы. Суммарная мощность кембрийских свит Тувы. включая эффузивные образования, по-видимому, определяется в 4-5 км. Кембрийские образования дислоцированы в складки близких к широтным выдержанных простираний, но обычно не испытали ни рассланцевания, ни метаморфизма, если не считать контактового метаморфизма в связи с кембрийскими или салаирскими интрузиями.

Среди интрузий выделяются раннесалаирские гипербазиты и позднесалаирские габброиды и гранитоиды. Гипербазиты слагают мощный Западно-Тувинский пояс, расположенный в области сопряжения Западно-Тувинского древнего складчато-глыбового массива с каледонской складчатой зоной Западного Саяна, в зоне глубинного разлома, разделяющего эти две геотектонические структуры. Позднесалаирские габброиды и гранитоиды слагают группу крупных массивов в хр. Восточный Танну-Ола, являющемся приподнятым выступом кембрийского фундамента Западно-Тувинского массива. Судя по имеющимся данным, эти же интрузии широко развиты и в Восточно-Тувинском массиве. По составу салаирский интрузивный комплекс Восточного Танну-Ола является аналогом салаирского интрузивного комплекса Кузнецкого Алатау.

На размытом фундаменте указанного состава, в частности непосредственно на интрузивных массивах, резко несогласно лежат толщи верхнего структурного этажа. В состав последних входят отложения верхнего силура, девона, карбона и средней юры. Очень характерно практически полное отсутствие в разрезах Тувинского массива тех мощных песчано-сланцевых толщ нижнего силура, которые, наоборот, широко развиты в соседних с Тувинским массивом каледонских складчатых зонах Западного Саяна и Горного Алтая. Выпадение из разреза Тувинского массива этой характерной формации, широко развитой в соседних областях, связано не только с последующей ее денудацией, но главным образом обусловлено поднятием массива в эпоху накопления соответствующих осадков в соседнем прогибе Западно-Саянской зоны.

Состав и мощность толщ верхнего структурного этажа неодинаковы в различных районах Западно-Тувинского массива. Отчетливо намечается закономерное увеличение мощности покрышки и особенно толщ верхнего силура по направлению с востока, т. е. от окраины Восточно-Тувинского платформенного массива к западу. В этом же направлении меняется и фациальный профиль толщ. В западных районах Тувы в основании разреза верхнего структурного этажа выделяется чергакская свита верхнего силура, состоящая из базальных конгломератов, песчаников и глинистых сланцев, с которыми переслаиваются мергелистые известняки с фауной брахиопод и кораллов, характерных для низов верхнего силура. Базальные конгломераты изобилуют галькой пород кембрия, в том числе кембрийских гипербазитов и гранитоидов, а также кварцитов. Мощность свиты определяется в З-4 км.

В восточных районах Тувинской котловины аналогом этой свиты является так называемая элегестская свита сходного состава, но гораздо меньшей мощности, не превышающей 0,5 ют. К востоку от г. Кызыла мощность верхнего силура еще более сокращается, а осадки принимают характер эпиконтинентальных отложений. Меняется также характер и напряженность складчатости: на западе котловины чергакская свита дислоцирована в складки с углами падения около 40-60°, на востоке же характерна очень пологая складчатость соответствующих толщ с образованием открытых складок покровного типа.

Выше, как на западе, так и на востоке, лежит красноцветная эффузивно-осадочная алашская свита, представляющая собой, по-видимому, аналог эффузивов оторочки Минусинской котловины, а также эффузивной свиты Усинской впадины. Еще выше кое-где залегают существенно континентальные красноцветные песчано-сланцевые толщи, относящиеся к девону. Разрез палеозоя венчает пестроцветная так называемая аргузунская (звенящая) свита верхнего девона - нижнего карбона, являющаяся аналогом известной минусинской свиты Минусинской котловины.

Для всего разреза характерны: неполнота, обилие перерывов и вместе с тем преобладание эпиконтинентальных и континентальных фаций осадков, почти полное отсутствие в толщах верхнего структурного этажа интрузивных образований (встречаются только связанные с разломами мелкие массивы щелочных гранитов и малые габбро-диабазовые интрузии), наличие четвертичных базальтов, связанных с юными движениями по разломам, для тектоники свит свойственны открытые складки платформенного типа.

1.2.2 Каледонские складчатые зоны (каледониды)

Западно-Саянская зона

Типичной складчатой зоной каледонского возраста следует считать Западно-Саянскую. Анализ тектонической структуры и стратиграфического разреза зоны показывает, что в раннем палеозое в течение всего кембрия и нижнего силура здесь существовала геосинклиналь, расположенная между геоантиклинальными и ранее консолидировавшимися структурами Тувинского массива на юге и Алтае-Кузнецкой складчато-глыбовой зоны (включающей в себя фундамент Минусинской котловины) на севере.

В основании стратиграфического разреза зоны находится так называемая джебашская формация кристаллических сланцев. В ее составе преобладают кварцево-альбит-хлоритовые и актинолитовые сланцы, а также амфиболовые сланцы и амфиболиты, которым подчинены спорадически встречающиеся слюдистые и железистые кварциты и пьемонтитовые сланцы. Эта серия сланцев образует вытянутую согласно с общим направлением зоны полосу, густонасыщенную линейными телами интрузий преимущественно габбрового и диоритового состава, причем в современной структуре Западного Саяна она представляет собой горст - антиклинальное сооружение, осложняющее сравнительно простую синклинальную структуру Западного Саяна. По ряду соображений, ей приписывается докембрийский возраст.

Стратиграфически выше лежит эффузивно-осадочная толща нерасчлененного нижнего и среднего кембрия. Это типично геосинклинальная толща зеленокаменных эффузивов типа спилитов и кератофиров (представляющих собой продукт подводных излияний), сопровождающаяся различными туфовыми, глинистыми, кремнистыми и углистыми сланцами, в меньшей степени - известняками и кварцитами. Толща весьма интенсивно дислоцирована в направлении, параллельном контурам зоны в целом. Породы, как правило, рассланцованы и испытали метаморфизм, обычно проявляющийся в амфиболитизации в пределах локальных зон, отвечающих наиболее глубоким прогибам и связанных с разломами. Именно к этой толще, которую можно квалифицировать как офиолитовую формацию, пространственно приурочены интрузии гипербазитов, слагающие мощный Западно-Саянский гипербазитовый пояс.

По данным А.Г. Сивова, стратиграфически выше лежат те зффузивноосадочные толщи кембрия, которые широко развиты на северных склонах Западного Саяна и в пределах примыкающих частей Минусинской котловины и которые выделены им в так называемые нижне - и верхнемонокскую формации (свиты) среднего кембрия. В составе первой из них преобладают основные и кислые эффузивы; в составе второй - конгломераты и песчаники - продукты размыва эффузивов предыдущей свиты, а также известняки с фауной. Эта фауна раньше определялась как характерная для середины среднего кембрия (санаштыкгольский горизонт), но, по новым данным, она занимает положение в самых верхах нижнего отдела кембрийской системы.

Весьма характерны расположение этих зффузивно-осадочных толщ в виде выдержанной полосы вдоль шва, отделяющего Западный Саян от Минусинской котловины, а также приуроченность к этой полосе крупных линейных массивов, так называемых маинских гранодиоритов, т. е. интрузии гранитоидов, возраст которых определяется как средний или верхний кембрий. Достаточно очевидно закономерное симметричное расположение кембрийских толщ и интрузий в структуре Западного Саяна. Полосы развития офиолитовой формации фиксируют, очевидно, срединные части геосинклинальной зоны и области ее максимального погружения. Гипербазитовые пояса, располагаясь по краям геосинклинального трога, фиксируют зоны оформившихся в начале салаирского этапа глубинных разломов. С отчетливо выраженным несогласием на различных толщах кембрия и салаирских интрузиях лежат широко развитые в пределах зоны и очень характерные для нее геосинклинальные мощные толщи нижнего силура. В низах этих толщ наблюдаются грубокластические пачки с мощными базальными конгломератами в основании, развитые главным образом по окраинам Западно-Саянской зоны в области смыкания ее с соседними жесткими массивами. Во внутренних частях зоны развиты мощные толщи песчаников и глинистых сланцев, обычно сильно дислоцированных, рассланцованных и испытавших в зонах смятия интенсивный динамотермальный метаморфизм с образованием различных метаморфических пород. Возраст толщ удается определить благодаря находкам нижнесилурийской фауны [Кудрявцев, 1949]. Характерны проявления типичной линейной или полной складчатости, сопровождающейся рассланцеванием, а также синорогенные гранитные интрузии, следующие за складчатостью и рассланцеванием и связанные с раннекаледонским этапом тектогенеза. Возраст интрузий и метаморфизма толщи определяется достаточно точно благодаря находкам соответствующих пород в гальке базальных конгломератов верхнесилурийских отложений южных склонов Западного Саяна. Более молодые толщи не имеют в строении Западно-Саянской зоны существенного значения, встречаясь только в небольших тектонических депрессиях типа межгорных прогибов, располагающихся внутри Западного Саяна (Усинская котловина и др.). Среди них известны: а) известняково-песчаниковая толща верхнего силура, являющаяся аналогом чергакской и элегестской свит Тувы, но мощность которых не превышает 0,4-0,5 км; б) эффузивная толща верхнего силура Усинской котловины, являющаяся, по-видимому, аналогом алашской свиты Тувы, но также не достигающая в Саянах ни значительной мощности, ни сколько-нибудь широкого развития; в) красноцветная континентальная толща девона Усинской котловины; г) верхнепалеозойская континентальная угленосная свита, известная в виде ничтожных островков в тектонических впадинах верховьев р. Бол. Абакан.

Все эти толщи, начиная с верхнесилурийской, лежат на нижнепалеозойском фундаменте с резко выраженным несогласием и представляют собой верхний структурный этаж. Тем самым фиксируются возраст Западно-Саянской складчатой зоны и время ее консолидации как складчатой структуры. Как это вытекает из приведенного материала, в Западно-Саянской зоне мы имеем пример раннекаледонской складчатой зоны, наложенной на более древнюю салаирскую геосинклинальную и складчатую зону.

Позднейшие тектонические движения, в частности варисские, проявились в Западном Саяне в виде крупных глыбовых складок и блоковых поднятий по разломам, частью вновь образованным, но чаще по обновившимся в эту эпоху издавна мобильным швам. Такого именно типа движения проявились в варисскую эпоху по северной и южной окраинам Западного Саяна. Именно с этими краевыми разломами, а также с прогибом осевой зоны Западного Саяна связаны позднекаледонские и ранневарисские посторогенные гранитные интрузии

Алтае-Салаирская складчатая зона

В Алтае-Салаирскую складчатую зону входят тесно связанные между собою каледонские структуры Салаира и Горного Алтая. Являясь участками каледонской геосинклинальной зоны, подобной описанной выше Западно-Саянской они испытали консолидацию в основном в различные стадии каледонского этапа тектогенеза. Будучи расчлененными последующими прогибами и разломами, они распадаются на ряд складчато-глыбовых структур сложного внутреннего строения.

На севере обособляется ясно выраженный в современном рельефе Салаирский массив. В своей большей, северо-восточной части - это структура каледонского возраста и только самая южная часть современного Салаира является более древним, кембрийским складчатым сооружением. Для стратиграфического разреза Салаирского массива характерны следующие особенности. Самые древние породы представлены здесь кембрийскими эффузивно-осадочными образованиями. Более древние, докембрийские толщи, в частности характерные для соседних районов Горной Шории карбонатные толщи протерозоя, здесь отсутствуют, чем Салаирский массив и Алтае-Салаирская складчатая зона в целом резко отличаются от более древней Алтае-Кузнецкой складчато-глыбовой зоны.

Среди кембрийских отложений наиболее распространены толщи нижнего и среднего кембрия. Нижнекембрийские образования представлены аламбайской свитой, которая по составу (спилиты, туфосланцы, глинистые и кремнистые сланцы) обнаруживает сходство с синхронной ей свитой нижнего кембрия Западного Саяна, является довольно типичной офиолитовой формацией, характерной для наиболее глубоких прогибов геосинклинальных зон. К ней приурочены ультраосновные интрузии, образующие Салаирский гипербазитовый пояс. Выше залегают толщи рифовых археоциатовых известняков (гавриловская формация), а также зффузивно-туфогенные и кластические толщи (печеркинская, бачатская и прочие формации, выделенные авторами, исследовавшими Салаирский кряж). Верхнекембрийские отложения пользуются гораздо меньшим развитием и известны лишь на северо-восточном склоне Салаира.

Подобно Западному Саяну, для разреза Салаирского массива характерно наличие мощных песчано-сланцевых флишеподобных толщ нижнего силура. Гораздо менее значительна роль фаунистически охарактеризованных известняковых и песчано-сланцевых толщ верхней половины ордовика. Толщи верхнего силура относительно большой мощности распространены на ограниченных площадях и гораздо слабее дислоцированы, нежели нижнепалеозойские образования. Наконец, девонские отложения еще слабее дислоцированы и образуют отчетливо выраженный структурный ярус. Как известно, Салаир беден интрузиями. Кроме упоминавшихся кембрийских гипербазитов, известны каледонские диоритовые интрузии, а на западной окраине Салаирского массива, уже в пределах смежной варисской складчатой зоны, располагаются варисские гранитные интрузии.

Южным продолжением Салаира являются каледонские структуры современного Горного Алтая и, прежде всего, та его часть, которая обособляется нами в качестве так называемого Белокурихинского массива. В Центральном Алтае выделяется каледонская структура Чарышско-Теректинского горстового массива. Стратиграфический разрез массива отличается следующими особенностями.

Основание разреза слагает теректинский метаморфический комплекс, т. е. толща серицит-хлорит-альбитовых, актинолит-хлоритовых и других сланцев, амфиболитов, слюдистых кварцитов и других пород, испытавших региональный метаморфизм в условиях амфиболитовой фации и частью фации хлоритовых сланцев. Этот комплекс слагает так называемый теректинский горст и относится к докембрию, по-видимому, к нижнему протерозою. Стратиграфически выше располагаются зеленокаменные эффузивные толщи кембрия (аналог офиолитовой формации Западного Саяна), также содержащие массивы гипербазитов. Еще выше залегают толщи песчаников и глинистых сланцев нижнего силура, особенно широко развитые на юге массива, в Катунских Альпах и на Южном Алтае, где они выделены в качестве кабинской свиты. В указанных местах они являются наиболее древними образованиями, слагая основание стратиграфического разреза. Верхние свиты нижнего силура, а также верхнесилурийские образования, свойственные Ануйско-Чуйской зоне, здесь полностью выпадают из разреза. Отсутствуют и нижнедевонские толщи. Непосредственно на фундаменте из метаморфизованного нижнего силура, а в некоторых случаях непосредственно на метаморфических сланцах теректинского комплекса докембрия лежат пестроцветные среднедевонские толщи. Совершенно очевиден крупный перерыв и денудация, предшествующие отложению среднедевонских толщ, т. е. проявления положительных движений Чарышско-Теректинского массива в то время, когда соседние депрессионные структуры таких движений де испытывали и, напротив, переживали последовательное погружение и аккумуляцию осадков. Толщи среднего девона лежат не нижнепалеозойском основании резко несогласно. Представлены они в низах преимущественно эффузивными образованиями, причем в них преобладают кислые по составу эффузивы. Последние сопровождаются туфами, яшмами и кластическими осадками. Среди интрузивных образований выделяются кембрийские гипербазиты, слагающие пояса, приуроченные к зонам глубинных разломов по окраинам Теректинского горста [Егоров, 1937; Кузнецов В.А., 1948б]; гранитоиды тургундинского комплекса неопределенного возраста [Егоров, 19371]; диоритовые интрузии, секущие нижнесилурийские толщи, также неопределенного возраста и, наконец, варисские гранитные интрузии. Последние проявляются широко, образуя многочисленные массивы, располагающиеся в толщах фундамента, в частности в толщах нижнего силура, но нередко и среди девонских толщ, прорывая и метаморфизуя последние.

Анализ стратиграфического разреза и сравнение его с разрезами соседних структур дает материал для выделения описанного элемента структуры Горного Алтая в качестве особого блока, приобретшего уже в додевонском этапе развития черты геоантиклинальной положительной структуры. Совершенно очевидно, что здесь проявился глубокий додевонский размыв, которого не было в соседней Ануйско-Чуйской депрессии. В течение всего девона здесь, очевидно, существовало относительное поднятие с господством размыва над аккумуляцией осадков, с кратковременными трансгрессиями лишь в среднем девоне, в то время как в соседних областях на севере и на юге в Рудном Алтае - существовал устойчивый геосинклинальный режим с преобладающими опусканиями и накоплением мощных толщ осадков. Следовательно, Чарышско-Теректинский массив представлял собой геоантиклинальное поднятие в варисской геосинклинали Алтая, а затем срединный массив в варисской складчатой системе последнего.

1.2.3 Варисские складчатые зоны

Ануйско-Чуйская зона

Ануйско-Чуйская структура, четко выделяющаяся на геологической карте Алтая, представляет собой ранневарисскую складчатую зону, наложенную на складчатую зону каледонского возраста, т. е. геосинклинальную и складчатую структуру длительного развития, окончательно консолидировавшуюся в первой половине варисского цикла тектогенеза.

Стратиграфический разрез Ануйско-Чуйской зоны существенно отличается от разрезов описанных выше тектонических структур. Видимые основания стратиграфического разреза слагают мощные флишеподбные толщи песчаников и глинистых сланцев нижнего силура, являющиеся аналогом таких же толщ Западно-Саянской зоны. Кембрийские отложения, представленные членами спилит-кератофировой формации с гипербазитами, сохранились лишь в тектонических блоках по окраинам Ануйско-Чуйской зоны.

Стратиграфически выше немых песчано-сланцевых толщ нижнего силура, или "кембро-силура", в северо-западной части Ануйско-Чуйской зоны лежат нижнесилурийские глинисто-сланцевые и песчано-сланцевые, реже известково-сланцевые толщи, охарактеризованные фауной трилобитов и брахиопод. Различные авторы выделяли их в качестве михайловской, костинской и бугрышихинской свит. Суммарная мощность нижнесилурийских отложений превышает 6-7 км. Для этих толщ характерна напряженная линейная складчатость и рассланцевание, а местами и метаморфизм пород, в связи с которыми в некоторых локальных зонах появляются различные биотитовые, гранат-биотитовые и прочие кристаллические сланцы. После отчетливо выраженного перерыва несогласно залегают толщи песчаников, глинистых сланцев и известняков верхнего силура мощностью до 5-6 км. Эти толщи также дислоцированы в линейные складки, но последние менее напряжены, нежели складки нижнесилурийских отложений, причем здесь уже проявляется зависимость форм складок от очертаний, ограничивающих Ануйско-Чуйскую зону выступов фундамента.

Девонские отложения развиты в Ануйско-Чуйской зоне полнее, чем в других районах Алтая, и слагают довольно обширные площади. В северо-западной части зоны, в бассейнах рек Ануя и Песчаной сравнительно полно представлены толщи нижнего девона. Последние распадаются на свиты: ганинскую, кондратьевскую, медведевскую и другие, отвечающие различным ярусам девона - от даунтон-жединских слоев до кобленцского яруса. Отложения характеризуются существенно песчано-глинистым и мергелистым составом и своеобразной резко эндемичной фауной. Суммарная мощность их достигает 6-7 км.

В пределах Ануйско-Чуйской зоны известен почти полный разрез девона, хотя и распадающийся на ряд разобщенных разрезов, но свидетельствующий о последовательном развитии этой зоны как депрессионной структуры, испытывавшей преимущественное погружение (прерываемое кратковременными поднятиями) в течение всего девона. Наконец, в Ануйско-Чуйской зоне имеются верхнепалеозойские отложения, развитые главным образом в ее юго-восточной части, в бассейне р. Чуи и представленные двумя свитами: черносланцевой с плохими растительными остатками и так называемой курайской свитой, сложенной толщей песчаников и аргиллитов с каменным углем и растительными остатками. Эта свита является аналогом алыкаевских слоев балахонской свиты Кузбасса и относятся к верхнему отделу карбона. Интересен до сих пор не получивший объяснения факт автохтонного залегания в этой свите горизонта известняка с морской фауной, которая, по заключению некоторых палеонтологов, имеет верхнедевонский и, по-видимому, даже не фаменский, а франский возраст.

Есть указания о проявлениях в пределах зоны различных по возрасту интрузий. Уже упоминались салаирские гипербазиты, связанные с кембрийскими толщами и разломами, известными на окраинах Ануйско-Чуйской зоны. Зафиксированы каледонские диоритовые по составу интрузии, представленные, в частности, в толщах южного склона Курайского хребта. По-видимому, имеются и каледонские граниты, но они еще недостаточно твердо отделяются от гранитов варисского возраста. Отмечены девонские субэффузивные интрузии щелочных гранитов. Но наиболее широко развиты варисские гранитоиды, слагающие подчас весьма крупные по размерам массивы.

Все это говорит о том, что Ануйско-Чуйская зона представляет собой длительно развивающуюся депрессионную структуру - каледонско-варисскую складчатую зону, существовавшую в качестве прогиба в каледонской геосинклинали Алтая, оформившуюся затем в качестве каледонской складчатой зоны. В варисской геосинклинальной системе Алтая она снова существовала в виде прогиба вторичной геосинклинали и, наконец, окончательно замкнулась и приобрела свойства жесткой складчатой зоны уже в ранневарисскую эпоху тектогенеза.

Рис. 1.1. Структурно-тектоническая схема западной части Алтае-Саянской складчатой области

Структурно-тектоническая схема западной части Алтае-Саянской складчатой области на этап О 1-Р 1 с размещением анорогенных гранитоидов составлена автором с использованием материалов С.П. Шокальского, Г.А. Бабина, Н.А. Берзина, М.М. Буслова и др.:

1 - вулканогенные образования нижнего-среднего девона (базальты, трахибазальты, андезиты, риолиты и их туфы);

2 - туфогенные образования ордовика-нижнего девона (конгломераты, песчаники, алевролиты, аргиллиты);

3 - граниты, умеренно-щелочные граниты, кварцевые сиениты среднего девона;

4 - габбро, диориты, тоналиты, граниты нижнего силура-нижнего девона;

5 - габбро, плагиограниты среднего кембрия;

6 - трансформный разлом; наименование прогибов:

1 - Тельбесский; 2 - Ануйско-Чуйский; 3 - Лебедской; 4 - Уйменский; названия трансформных разломов:

I - Бийский; II - Тельбесский (ответвление Бийского); III - Чарышско-Теректинский;

7 - кремнисто-метабазальтовые океанические образования (Є3-О).

Массивы анорогенных гранитоидов девона:

1 - Кистальский; 2 - Турочакский; 3 - Кызылташский; 4 - Цыганский; 5 - Боровлянский;

6 - Майорский; 7 - Ночной; 8 - Абайский; 9 - Шибеликский; 10 - Юстыдский

Глава 2. Стратиграфия

2.1 Стратиграфия. Складчатая зона рудного Алтая

саянский тектонический рельеф неогеновый

Зона Рудного Алтая представляется одним из звеньев мощной Обь-Енисейской складчатой зоны, в состав которой входит и Колывань-Томская зона.

Основы геологического строения зоны Рудного Алтая широко известны по работам В.П. Нехорошева и других исследователей. Напомним, что в основании ее разреза лежат метаморфизо ванные песчано-сланцевые толщи кембро-силура. Непосредственно на них залегает мощная спилит-кератофировая формация среднего девона, распадающаяся на ряд местных свит: березовскую, таловскую и каменевскую. В верхнем девоне продолжается накопление спилит-кератофировой формации, которая сменяется мощной флиатевой формацией серых и черных шиферных сланцев и песчаников верхов девона начала карбона. В последнее время появились сведения о наличи в некоторых районах Рудного Алтая нижнедевонских отложений.

Особенностью стратиграфического разреза Рудного Алтая является полное отсутствие в нем тех мощных песчано-сланцевых и известняковых толщ верхней половины нижнего, а также верхнего силура, которые широко развиты рядом, в Чарыжском районе, в пределах Авуйско-Чуйской складчатой зоны. Вторая не менее характерная особенность - существенная разница в формационном и фациальном составе девонских отложений Рудного Алтая по сравнению с таковыми Ануйско-Чуйской, а также Чармшско-Теректинской зон. Даже фаунистическая характеристика некоторых близких по стратиграфическому положению свит девона, развитых в различных структурных зонах, оказывается резко неодинаковой.

Как известно, для объяснения этих особенностей привлекались идеи о мощных шарьяжах, вызвавших тектоническое сближение фациальных комплексов. Однако эти идеи не были поддержаны и не подтвердились дальнейшими исследованиями. Разница в стратиграфических разрезах и формационном составе двух смежных районов, относящихся к разнородным структурным зонам, разобщенным региональным разломом (в данном случае - Северо-Восточной зоной смятия Рудного Алтая), совершенно естественно объясняется разнородными вертикальными движениями структурных зон. Выпадение из разреза Рудного Алтая верхнесилурийских толщ, видимо, связано с каледонскими поднятиями, и наоборот, более полный разрез девонских отложений свидетельствует о более интенсивных погружениях зоны Рудного Алтая в варисский этап развития области. Очевидно, что блоковые вертикальные движения, так же как и в ряде подобных случаев в других районах Алтае-Саянской области, обусловлены наличием длительно существующих мобильных швов между структурными зонами, т. е. таких разрывных структур, которые, называются глубинными разломами. Подобными глубинными разломами являются, в частности, и те региональные разломы, которые отделяют зону Рудного Алтая от смежных структурных зон и давно известны под названием Иртышской и Северо-Восточной зон смятия.

Остается отметить особенности в проявлениях интрузивного вулканизма в пределах зоны Рудного Алтая. В составе каледонского фундамента зоны имеются каледонские гранитоиды, о чем говорит состав базальных горизонтов среднего девона в Змеиногорском районе, а также общая структура Риддерского района. Возможны субэффузивные интрузии девонского возраста, связанные с ранневарисским вулканизмом. Весьма интенсивно проявился варисский интрузивный цикл, с которым связаны мощные интрузии гранитоидов змеиногорско го комплекса, а также калба-нарымского комплекса слюдяных гранитов. Те и другие интрузии образуют многочисленные крупные массивы, по обилию которых Рудный Алтай выделяется среди других структур Алтае-Саянской области. Наконец, к этому же интрузивному циклу относятся малые интрузии гранит-порфиров и кварцевых порфиров.

Позднепалеозойские складчатые зоны - Иртышско-Зайсанская и Колывань-Томская, не только конфигурация их зон, но и сходство стратиграфических разрезов, фациального и формационного составов, проявлений вулканизма и металлогении позволяют рассматривать эти зоны как звенья единой позднепалеозойской геосинклинальной и складчатой области. Она охватывала с юго-запада, запада и северо-запада позднепалеозойскую платформу - каледониды и салаириды Алтае-Саянской области. Следует указать, что конфигурация всей этой дуги увязывается с общим планом тектоники Алтае-Саянской области. В частности, кулундинский изгиб дуги иртышско-колыванских складок и дальнейшая северо-восточная ориентировка Колывань-Томской зоны, по существу, повторяют подобные, но меньше по радиусу дуги древних складчатых структур Горного Алтая и Западного Саяна.