Основные закономерности геологического развития Горного Алтая

Размещено на http://www.allbest.ru/

Введение

Алтае-Саянская область образовалась в начале палеозойской эры. Палеозойская эра начинает новый эон в истории Земли - фанерозой (время явной жизни), объединяющий палеозойскую, мезозойскую и кайнозойскую эры. Палеозойская эра (эра древней жизни) - наиболее продолжительная эра фанерозоя - 322 млн. лет. В ее состав входят шесть периодов: кембрийский, ордовикский, силурийский, девонский, каменноугольный и пермский - именно в это время развивалась Алтае-Саянская область. По строению и истории развития эта область делится на два региона: Алтае-Тувинский и Кузнецко-Саянский. Алтае-Тувинский регион охватывает Горный и Монгольский Алтай, Западный Саян и часть Монголии. Кузнецко-Саянский регион охватывает Кузнецкий Алатау, часть восточного Саяна, откуда через Северную Монголию протягивается в пределы Хамар-Дабана и Витимского плоскогорья. О периодах исторического развития этих регионов мы и расскажем далее.



1. Историческое развитие в палеозойскую эру

1.1 Кембрийский период

Кембрийская система впервые выделена в 1835 г. в Великобритании и получила название от древнего наименования Уэльса - Cambria.

Продолжительность кембрийского периода 65 млн.лет, его начало 570 млн.лет, окончание 505 млн.лет назад.

В настоящее время нижнюю границу кембрия повсеместно принято проводить по появлению скелетных организмов мелких хиолитид, беззамковых брахиопод, губок, археоциат, гастропод и трилобитов семейства Olenellidae.

К началу кембрия многие районы земной коры оказались приподнятыми над уровнем моря. Существовали древние платформы и геосинклинальные пояса. Складчатые области (байкальской складчатости) - байкалиды занимали незначительные территории. Оюласти байкальской складчатости окаймляют с севера Восточно-Европейскую платформу (от Варангер-фьорда до Тимана), с запада - Сибирскую платформу (Енисейский кряж, Восточный Саян и т.д.). Их выделяют так же в Индостане, на Аравийском полуострове и выступах фундамента альпийских структур Ближнего и Среднего Востока. В начале кембрия, по-видимому, существовала впадина Тихого океана, возможно, океанические впадины имелись на месте геосинклинальных поясов: Антлантического, Средиземноморского и Урало-Монгольского.

Платформенный магматизм для кембрия не характерен. В кембрийских геосинклинальных поясах продолжалось интенсивное накопление осадочных и вулканогенных образований.

В середине кембрия проявилась первая фаза - салаирская - каледонской эпохи тектогенеза. Особенно она характерна для Казахстана, Алтае-Саянской области, Монголии, Китая. Складчатость сопроваждалась интенсивным магматизмом.

Отложения кембрия распространены в Восточном и Западном Саянах, Туве, Кузнецком Алатау, Горном Алтае и Салаире. Здесь располагается один из наиболее полных разрезов кембрия. Формировались два типа разрезов: интрагеосинклинальный и интрагеоантиклинальный.

Первый представлен эффузивно-осадочными формациями: спилито-кератофировой, кремнистых и углеродистых сланцев, терригенных пород, перекрываемых интрузиями гипербазитов (офилитовая формация) и гранитов. Мощность нижнего и среднего кембрия - 15 км. В разрезе кембрия ряд угловых несогласий - результат проявления салаирской складчатости.Этот тип разреза развит в пределах Западно-Саянского и Горно-Алтайского интрагеосинклинальных прогибов.

Второй тип разрезов формировался в пределах интрагеоантиклинальных поднятий, представлявших собой либо архипелаг островов, временами затопляемый морем, либо обширные участки суши, разделявший прогибы. В разрезах второго типа широко развиты водорослевые, археоциатовые рифы, эффузивно-карбонатные и эффузивно-терригенные породы. Наблюдаются многочисленные перерывы в разрезе и сокращенные мощности пород.

Проявление салаирского тектоногенеза на границе среднего и позднего кембрия вызвало частичную стабилизацию Алтае-Саянской области, в первую очередь геоантиклиналей, образовавших обширные участки гористой суши с резко расчлененным рельефом.

а) Алтае-Тувинский регион.

На всем протяжении от Горного Алтая до Западного Саяна и Центральной Монголии широко представлены морские породы нижнего кембрия: известняки, глинистые сланцы, реже песчаники, конгломераты; особенно много разнообразных по составу эффузивов. Породы среднего кембрия распространены не менее широко, они представлены различными терригенными отложениями, реже известняками. Эффузивы играют важную роль. Мощность отложений нижнего и среднего кембрия в зоне развития эффузивных фаций до 13 км, в зоне терригенно-карбонатных около 7 км. Значительно развит и верхний кембрий; он представлен терригенно-карбонатными породами, редко эффузивами среднего состава, и достигает мощности 1 км.

В кембрий продолжалось геосинклинальное развитие, начавшееся еще в позднем протерозое. В раннем кембрии на территории Алтае-Тувинского региона существовал обширный морской бассейн, ограниченный на западе Рудно-Алтайским поднятием, на востоке простиравшейся до Восточно-Саянского горного барьера. В этом морском бассейне шло накопление мощных терригенных, карбонатных и вулканогенных осадков; последние связаны с зонами вулканизма в восточной части региона. В среднем кембрии интенсивные подвижки блоков земной коры привели к разрастанию геоантиклиналей, с которых в моря начал поступать в огромных количествах грубый терригенный материал, местами вблизи поднятий он накапливался в субаэральных условиях; роль карбонатных осадков сведена к минимуму. Вулканизм все еще характерен для этой области. К концу среднего кембрия процессы воздымания вывели выше уровня моря значительные участки земной коры; море временно покинуло пределы Западного Саяна и сохранилось на западе Алтае-Тувинского региона. Поздний кембрий - время трансгрессии. Возобновились развитие Западно-Саянского залива, окруженного холмистой сушей; для него типичны в большом количестве терригенные осадки, сменявшиеся на запад, в сторону открытого моря, преимущественно карбонатными илами.

б) Кузнецко-Саянский регион.

В Кузнецком Алатау и Восточном Саяне нижний палеозой представлен только кембрием. Здесь широко развиты нижнекембрийские известняки и доломиты, которые местами в значительной степени замещаются вулканитами разнообразного состава, кремнистыми сланцами и терригенными породами. Мощность нижнего кембрия в карбонатных разрезах до 4 км; там же, где присутствуют вулканогенные породы, мощность увеличивается до 7 км. Не менее широко развит и амгинский ярус среднего кембрия, представленный пестрой толщей лав и туфов разного состава, терригенными и реже карбонатными породами (3,5 км). Значительно сокращен майский ярус, имеющий много общего с верхним кембрием. Эта верхняя часть разреза сложена терригенными, часто грубообломочными породами, перемежающимися с эффузивами. Развиты эти породы главным образом в Кузнецком Алатау. Отложения ордовика и силура в этом регионе почти не известны.

В раннем кембрии здесь существовал единый морской бассейн, в котором накапливались карбонатные илы в наиболее отдаленных от берега участках, а в близи берегов - терригенные осадки, большую роль играли процессы подводного вулканизма. В начале среднего кембрия разрастались многочисленные внутренние поднятия, которые заложились в конце раннекембрийской эпохи. Резкая дифференциация рельефа привела к возникновению многочисленных беспорядочно разбросанных островов; активизировался подводный вулканизм. В интенсивно прогибавшихся геосинклиналях в течение амгинского века накопились осадки огромной мощности. С проявлением ранне-среднекембрийского вулканизма тесно связано образование небольших ультраосновных и основных интрузий.

В конце среднего кембрия (майский век) резко разрослись поднятия и сформировались складчатые сооружения (салаирская фаза складчатости), в связи с чем на севере Кузнецко-Саянского региона образовалась обширная суша, а морской бассейн сохранился лишь на юге. Соответственно изменился и характер осадконакопления - впадины заполнились грубым обломочным материалом, поступавшим с новообразованных поднятий, продолжались процессы вулканизма (частично в наземных условиях). Подобная обстановка сохранялась и в позднем кембрии. К концу кембрия прогибы замкнулись и общие воздымания сформировали обширную складчатую горную страну.

На востоке, в Витимском плоскогорье, нижний кембрий представлен доломитами, известняками и в меньшей степени терригенными породами. В верховьях р.Витим большую роль среди нижнекембрийских пород играют эффузивы основного состава. Мощность этого комплекса до 3 км. Средний кембрий представлен только амгинским ярусом - терригенными породами и реже известняками мощностью более 1,5 км. В бассейне Витима к верхнему кембрию отнесены красноцветные конгломераты, песчаники и глинистые сланцы мощностью в 1,5 км.

В Забайкалье в раннем кембрии существовали морские бассейны, соединявшиеся на востоке с морями Тихоокеанского пояса, на западе - с алтае-тувинскими морями. Наибольших размеров области морского осадконакопления достигли в конце раннего кембрия; в целом для них было характерно образование терригенных илов, и только их центральная часть, наиболее активная в тектоническом отношении, была ареной вулканической деятельности. Начало среднего кембрия характеризовалась постепенным разрастанием внутренних и окраинных поднятий. Расширявшиеся участки возвышенной суши подвергались процессам разрушения; с них в замыкавшиеся прогибы поступало большое количество обломочного материала, в связи с чем начали преобладать терригенные осадки. С конца среднего кембрия весь этот регион превратился в горную страну, море покинуло его пределы, и формирование осадков шло в континентальных условиях. В позднем кембрии между горными хребтами располагались озерные котловины, заполнявшиеся грубообломочным материалом; осадки, вероятно, пролювиального, аллювиального и лимнического происхождения, свойственны красные цвета.

В ордовике и силуре Забайкалье представляло собой область денудации; процессы континентального осадконакопления, без сомнения, происходили, но следы их нам не известны.

В позднем кембрии и, возможно, в раннем ордовике произошло внедрение в смятые в складки породы кембрия огромных масс кислой магмы, сформировались крупные гранитоидные интрузии. Особенно обширные поля гранитов известны в Забайкалье.

Таким образом, в средине среднего кембрия в северо-западной части Алтае-Саянской области завершилось геосинклинальное развитие, были сформированы складчатые сооружения (ранние каледониды) и начался орогенный этап развития.

Сторонники концепции тектоники плит предполагают существование в раннем палеозое на месте Урало-Монгольского пояса палеоазиатского океана, который по размерам напоминал современную Атлантику. Осевые структуры этого гипотетического океана должны были располагаться в пределах Казахстано-Монгольской области; ранний палеозой можно рассматривать как этап расширения этого океана.

1.2 Ордовикский период

Ордовикская система получила свое название от племени ордовиков, населявших в древности Уэльс (Великобритания). Первоначально ордовикские отложения включались в состав ранее выделенной силурийской системы. Долгое время ордовик рассматривался как нижний отдел силурийской системы, а ее верхним отделом был готландий.

Продолжительность ордовикского периода 67 млн.лет, его начало 505 млн.лет, окончание 438 млн.лет назад.

В отличии от кембрия в ордовике жизнь была значительно разнообразнее. В растительном мире господствовали водоросли, в том числе зеленые. Представитель зеленых водорослей - род Gloeocapsomorpha играл большую роль в образовании горючих сланцев кукерситов.

Весьма широко в ордовике распространились кондонты, которые появились еще в среднем кембрии. Кондонты относятся к примитивным хордовым и предстовляют собой подобие челюстного аппарата этих животных в виде зубчиков микроскопических размеров и разнообразной формы: простые («клыки»), стержневидные и платформеные. Кондонты обитали в самых разнообразных морских обстановках: от глубоководных до мелководных.

Трилобиты представлены в основном новыми родами. Важнейшими из них являются Asaphus, Trinucleus, Megistaspis, Illaenus и др. Трилобиты приобрели способность свертыванию из-за того, что появились хищники - головоногие моллюски. Как следствие этого - развитие равновеликих и близких по очертанию головного и хвостового щитов. Брахиоподы представлены как беззамковыми с хитиново-фосфатной, так и замковыми формами с известковой раковиной.

В ордовике существовали те же платформы и геосинклинальные пояса, что и в конце кембрийского периода. В геосинклинальных прогибах продолжалось интенсивное погружение, что благоприятствовало накоплению многокилометровых толщ преимущественно терригенных морских осадков и эффузивов.

В конце ордовика в ряде геосинклинальных областей началась вторая фаза каледонской эпохи тектогенеза - таконская. Она проявилась примерно в тех же участках Северного полушария, где проходила салаирская фаза складчатости. В связи с таконской фазой складчатости некоторые участки геосинклинальных областей превратились в высокоподнятые горные сооружения, из которых одни существовали очень долго, а другие в начале силура вновь погрузились под уровень моря.

Для ордовика, по данным изучения палеомагнетизма горных пород, сохраняется тот же план расположения полюсов и соответственно климатических зон, что и в кембрии. Очевидно, широкое развитие трансгрессий в Северном полушарии смягчило здесь климатические условия. Тропическая влажная зона располагалась в полосе, протягивающейся от южной Гренландии через Новую Землю в Западную Сибирь. Характерно, что все теплые зоны в то время были смещены далеко на север по сравнению с современным положением экватора.

Отложения ордовика распространены гораздо меньше кембрийских и известны в пределах Алтая, Западного Саяна, Тувы. Они представлены главным образом разными терригенными породами. На западе (Горный Алтай) это глинистые сланцы, песчаники, в меньшей степени известняки и конгломераты; изредка встречаются кремнистые сланцы. На востоке (Западный Саян, Тува) развит комплекс терригенных песчано-конгломератовых пород пестрых окрасок; реже встречаются глинистые сланцы и лавы кислого состава. Мощность ордовика порядка 8 км.

Салаирский цикл тектоногенеза, проявившийся в этой области в среднем кембрии, стабилизировал ее не полностью. Геосинклинальные условия в ордовике восстанавливаются в Западно-Саянском и Горно-Алтайском прогибах, которые разделены Горно-Шорском поднятием. Но в ордовикских прогибах накапливаются уже флишевые формации.

На поднятиях другой тип разрезов: меньшая мощность, осадки - корбонатные илы, пески с обилием мелководной фауны. В отложениях ордовика известны перерывы в осадконакоплении (это проявления каледонских движений). Следует отметить, что в Алтае-Саянской области между отложениями кембрия и ордовика - резкое угловое несогласие. Это результат салаирской фазы складчатости.

В ордовике морской бассейн располагался на западе региона, в пределах Горного и Монгольского Алтая. Этот бассейн нормальной солености соединялся с казахстанскими морями. От него на восток (Западный Саян) отходил залив, воды которого в течении всего периода обладали повышенной соленостью. Положение этих морей влияло и на характер осадков. Алтайское море - область образования карбонатно-терригенных илов, песков и развитие богатых биоценозов. Западно-Саянское море - полузамкнутый бассейн, окруженный гористой сушей - область формирования песчано-галечных осадков пестрой окраски; фаунистические комплексы, как правило, бедны.



1.3 Силурийский период

Силурийская система установлена в 1835 г. в провинции Уэльс в Великобритании и названа по кельтскому племени силуров, когда-то населявших эту территорию.

Продолжительность силурийского периода 30 млн. лет, его начало 438 млн. лет назад, окончание 408 млн. лет назад.

В силурийском периоде продолжалось далнейшее усложнение и совершенствование органического мира, особенно животного. Из растений в морях широко распространены водоросли, а прибрежные участки в позднем силуре стали заселять высшие растения - «псилофиты»

В морях силура главенствовали те же группы организмов, что и в ордовикском периоде. К концу периода почти все граптолиты вымерли. Значительного расцвета достигли колониальные кораллы.

В самом конце силура появились бактроидеи, явившиеся предковыми формами аммоноидей. Как и в ордовике, продолжали быть грозой морей головоногие с прямой раковиной, продолжался расцвет наутилоидей. В силурийском периоде стали широко развиваться морские лилии и морские ежи.

В конце силура произошло важнейшее событие фанерозоя: жизнь начала завоевывать сушу. На окраинах континентов, в прибрежных областях появились мхи, грибы, а также высшие растения -риниофиты. Они уже имели поры для воздушного дыхания. Появились разнообразные обитатели пресноводных внутриконтинентальных водоемов.

Силурийский период - заключительный этап каледонской эпохи тектогенеза. С середины и до конца силура во многих геосинклинальных областях неоднократно происходили мощные складкообразовательные процессы, являющиеся проявлением новокаледонской или позднекаледонской фазы складчатости.

В районах сильного проявления каледонская складчатость привела к ликвидации геосинклинального режима и возникновению на месте геосинклиналей или их частей каледонских складчатых сооружений - каледонид.

Каледонская складчатость создала каледониды в центрально-азиатской части Урало-Монгольского геосинклинального пояса и непосредственно к юго-западу и югу от Сибирской платформы. К ним относится Алтае-Саянская складчатая область, Северная Монголия юго-западная часть Забайкалья. Эти каледониды нарастили с юга Сибирскую платформу.

В начале силурийского периода после сревнительно небольшой ордовикской регрессии снова происходит трансгрессия моря, по своим масштабам почти равная ордовикской и почти в тех же районах. Однако во второй половине периода в связи с завершением каледонского этапа развития происходят обширные поднятия, как в геосинклинальных поясах, так и на платформах. В результате развившейся регрессии многие территории платформ не только осушаются, но надолго приобретают континентальный режим. Полное осушение произошло и на Восточно-Европейской платформе, кроме ее крайней северо-западной части.

Еще на границе ордовика и силура в целом ряде геосинклинальных областей возникли многочисленные гористые острова. В дальнейшем участки суши с горным рельефом разрастаются и к концу силурийского периода охватывают обширные площади. В какой мере тектоническое развитие отразилось на особенностях климата, сказать трудно. Господствовавший в ордовике и частично в силуре теплый влажный климат сменился к концу силура засушливым. Образование больших пространств суши, и изменение климата привели к преобразованию органического мира: появились первые обитатели континентов. Данные палеомагнетизма позволяют предполагать сохранение того же плана климатической зональности, что и во всем раннем палеозое.

Каледонская складчатость сопровождалось интенсивным эффузивным и интрузивным магматизмом, с которым связано образование полезных ископаемых.

Силурийские отложения известны в тех же районах, где и ордовикские. Представлены они известняками, глинистыми сланцами, песчаниками и конгломератами. В распределении силурийских пород наблюдается характерная особенность: на западе (Горный Алтай) широко развиты известняки и терригенные породы с обильными окаменелостями; на востоке (Западный Саян, Тува) преобладают терригенные грубообломочные породы, значительно возрастает роль красноцветных пород, комплексы окаменелостей беднее. Мощности силура меняются от 4,5 км на западе до 7,5 км на востоке.

В разрезе силура Западной Тувы силурийские отложения залегабт согласно на ордовикских. Они имеют большую мощность, состоят из песчано-глинистых пород с прослоями, пачками и линзами известняков. Наибольшая карбонатность приурочена к средней части разреза. Фауна богата и разнообразна. Это стромапораты, табуляты, гелиолитиды, ругозы, криноидеи, мшанки, брахиоподы, трилобиты. Много местных (эндемичных) форм. Очевидно, в силуре здесь существовал мелководный морской бассейн с небольшими рифами, коралловами икриноидными зарослями, с банками брахиопод. Эндемизм фауны говорит о затрудненном сообщении с другими морями. К концу силура бассейн постепенно сократился, обмелел, изменилась его соленость, в нем выжили только эвригалинные организмы.

Силурийский период характеризуется сохранением областей морского осадконакопления, существовавших в ордовике. Морской бассейн в западной части региона обособился от Казахстанского. Морской залив в Западном Саяне сохранялся в течении всего силура. Менялся характер прилегающей суши. Если в начале силура Западно-Саянский залив все еще был окружен гористой сушей, то уже в конце раннего силура горы уступили место холмистой равнине. Процессы погружения земной коры компенсировались привносом осадков, в связи с чем на протяжении всего силура сохранялся единый характер бассейнов - в условиях мелководья на востоке формировались терригенные, часто грубые осадки нормального соленого или осолоненного моря, на западе - карбонатные и терригенные илы, которые только вблизи берега сменялись песками и галечниками.

В ордовике, силуре и начале девона в Западной Туве образовался единый огромный трансгрессивно-регрессивный тувинский комплекс с морскими отложениями в средней части и красноцветными континентальными породами в подошве и кровле. Отложения тувинского комплекса собраны в складки прорваны небольшими основными и кислыми интрузиями. Верхняя часть рассматриваемого разреза сложена мощными наземными эффузивами нижнего девона и красноцветными обломочными породами среднего девона. Это континентальные отложения межгорных впадин, образованные во время регрессии, вызванной каледонской складчатостью.

В разрезе Западной Тувы четко выделяются резко отличающиеся друг от друга три структурных этажа: первый - нижний кембрий; второй - ордовик, силур, низы девона; третий - верхняя часть нижнего девона и средний девон. Этажи фиксируют разные этапы геологического развития: первый - эвгеосинклинальный, третий - орогенный, а второй - промежуточный (переходный). На втором этапе пригибание развивалось уже на консолидированном фундаменте, режим напоминал миогеосинклинальный. С кислыми интрузиями связаны рудные месторождения железа и меди.

Среди нижнепалеозойских интрузивных пород наиболее ранними являются ультраосновные и основные, слагающие небольшие массивы, приуроченные к зонам глубинных разломов; они имеют раннекембрийский возраст. Более молодой (ордовикско-силурийский) является группа гранитоидов, слагающих некоторые массивы и формировавшиеся в период затухания вулканической деятельности.

К концу силурийского периода на территории Западного Саяна и Тувы возникли складчатые сооружения (каледониды) и завершилось геосинклинальное развитие.

1.4 Девонский период

Эта область в начале позднего палеозоя имела сложное строение, так как наряду с участками, где геосинклинальный режим закончился в средине кембрия (ранние каледониды), существовали участки, где геосинклинальный режим продолжался до конца силура (каледониды). Несмотря на это, в течении позднего палеозоя Алтае-Саянская область развивалась как единое целое, ее история развития в позднем палеозое во многом напоминает историю кокчетавско-киргизких каледонид. Здесь формировались крупные межгорные впадины, окруженные более или менее высокими поднятиями. Эти впадины были местом накопления преимущественно континентальных отложений; наиболее крупными из них являются Минусинская и Тувинская.

Девонская система установлена в 1839 г. в графстве Девоншир, по имени которого и была названа.

Продолжительность девонского периода 48 млн. лет, его начало 408 млн. лет, окончание - 360 млн. лет назад.

Органический мир девонского периода был богат и многообразен. Значительного прогресса достигла наземная растительность. Начало девонского периода характеризовалось широким распространением «псилофитов», достигших в это время наибольшего расцвета. Их господство наблюдается в заболоченных ландшафтах. В начале среднего девона ринофиты вымерли, их сменили прапапоротники, у которых начали образовываться листоподобные формы. В среднем девоне существовали уже все основные группы споровых растений, а в конце девона появились и первые представители голосеменных. В конце девона на планете уже существовали леса.

В течении девонского периода не происходило существенных изменений в распределении и очертании основных структур элементов земной коры, созданых к началу девона. Это обьясняется слабым развитием в девоне складчатых процессов, которые и отличаются небольшой интенсивностью. Только в конце периода в некоторых геосинклинальных областях проявилась бретонская фаза складчатости - начало герцинской эпохи тектогенеза. Бретонская фаза складчатости установлена на северо-западе Средиземноморской геосинклинальной области и в Южно-Аппалачской геосинклинальной области.

С середины девона во многих районах мира восходящие движения сменились погружениями, развивалась новая трансгрессия. Море наступало на платформы и проникало в пределы каледонид.

Позднедевонская эпоха в противоположность раннедевонской. Особенно ее первая половина была временем широкого развития морских трансгрессий, временем преобладающего господства моря над сушей. Подобные эпохи в жизни Земли называются талассократическими.

Восстановление положения климатических зон девона представляет трудности, так как наземная растительность скудна. Только характерные черты ряда континентальных и лагунных фаций девона позволяют сделать некоторые палеоклиматические выводы, недостаточные, однако, для восстановления общей картины климатической зональности в девонском периоде.

Наиболее характерной фацией девона является фация «древнего красного песчаника», широко распространенного во всех странах Северного полушария. Предпологается, что это континентальная фация песчаных пустынь. Однако находки органических осадков в красном песчанике заставляют считать эту фацию смешанной лагунно-континентальной и лагунно-морской. Кроме «древнего красного песчаника» лагунные фации часто представлены фацией замкнутых солоноватоводных бассейнов. Они формировали нефтеносную фацию ципридиновых сланцев и своеобразную фацию доманика европейской части России.

В девоне Алтае-Саянская область претерпела тектоно-магматическую активизацию, приведшую к установлению орогенного режима. Произошло раздробление ранее сформированных тектонических элементов, началось горообразование, проявился мощный вулканизм. Возникли наложенные или унаследованные межгорные и предгорные впадины, заполнявшиеся вулканогенной и терригенной молассой. Лишь временами наступала пауза в тектонических движениях, что приводило к выравниванию рельефа, а последующие погружения вызывали трансгрессию моря (эйфельский и живетский века). В морских бассейнах шло накопление карбонатных, глинистых и соленосных осадков.

Для большей части каледонской зоны юга Сибири и Монголии характерно накопление мощных толщ девонских пород в межгорных прогибах, наложенные на складчатый додевонский фундамент и ограниченных разломами. Преобладают континентальные красноцветные отложения и вулканогенные образования.

Осадки морского генезиса представлены маломощными пачками сероцветных песчано-глинистых и карбонатных пород с остатками брахиопод, кораллов, мшанок, морских лилий. Это - результат ингрессий (проникновение моря в пониженные участки ближайшей суши), происходивших в среднем и позднем девоне. Также редко, в подчиненном количестве, присутствуют отложения внутренних бассейнов ненормальной солености (карбонатно-глинистые породы с остатками двустворок, гастропод, лингул, конодонтов, остракод, филлопод, рыб).

Девонские отложения межгорных впадин обладают огромной мощностью, слабо метаморфизованы, собраны в простые складки, прорваны небольшими интрузиями. Пример подобного разреза - девон Минусинских впадин, достигающий мощности 3-9 км. Это преимущественно красноцветные песчаники и алевролиты с трещинами высыхания, глиптоморфозами по каменной соли, линзочками гипса. Для разреза характерна четкая цикличность: нижнюю (мощною) часть каждого цикла слагают красноцветные континентальные отложения, а верхнюю (маломощную) - сероцветные лагунно-морские осадки. В нижнем и среднем девоне широко распространены наземные вулканические образования.

Иной характер имеют девонские образования северо-восточного склона Салаирского кряжа. К началу девона территория Кузбасса представляла собой краевую часть геосинклинальной области, которую с юга и востока ограничивали каледонские горные сооружения. В раннем и начале среднего девона открытый морской бассейн занимал юго-западную часть этой территории и свободно сообщался с Урало-Тянь-Шанским и Алтайским геосинклинальными морями. Большая мощность осадков сравнительно глубокого моря этого времени свидетельствует о значительных прогибании дна морского бассейна. Нижне- и среднедевонские отложения северо-восточного Салаира представлены главным образом серыми и темно-серыми известняками с богатейшей морской фауной брахиопод, кораллов, строматопарат, криноидей, конодонтов, тентакулитов, головоногих, двустворок, мшанок, рыб, остракод и др. В подчиненом количестве встречаются мергели, аргиллиты, алевролиты, песчаники. Состав фауны, наличие крупных рифовых построек свидетельствуют о теплых климатических условиях. К концу среднего девона происходит обмеление морского бассейна, начинают преобладать терригенные осадки. На окраинах Кузбасса в живетском веке начинается вулканическая деятельность в виде как подводных, так и наземных излияний. В конце среднего девона происходит общее поднятие Салаирского кряжа и значительное прогибание территории между ним и кузнецким Алатау с последующим заложением Кузнецкой впадины. В позднем девоне морские условия восстанавливаются на северной и северо-западной окраинах Кузбасса; на юго-западной окраине осадконакопление в конце среднего - позднем девоне уже не происходит.



1.5 Каменноугольный и пермский период

Каменноугольная система установлена в 1822 г. в Западной Европе. Свое название система получила по наличию в ее составе большого количества пластов каменного угля. Сокращенно система называется карбоном и делится на три отдела. Продолжительность каменноугольного периода 74 млн. лет, начался 360 млн. лет, закончился период 286 млн. лет назад.

В каменноугольном периоде широко развивается наземный растительный мир. Он представлен различными группами споровых растений: членисто-стебельными, плауновидными и папоротниками. Наряду с ними развиваются и получают значительное распространение представители более высокоорганизованных групп голосеменных растений - это семенные папоротники и кордаиты. Последние к концу карбона занимают господствующие положение. Большое развитие в карбоне получили древовидные, хвощевидные, плауновидные и папоротниковидные формы.

Флора карбона называется «антракофитом». Каменноугольная растительность, отмирая и захороняясь, образовывала крупнейшие в истории Земли скопления угля.

Для морей карбона характерно бурное развитие фораминифер, которые иногда играли роль породообразующих организмов. Следует отметить отряд Fusulinida - крупные фораминиферы, особенно значительные скопления которых наблюдаются в Поволжье.

Благоприятные климатические условия и пышная растительность определила наземных членистоногих: пауков, скорпионов, тараканов, стрекоз. В морях карбона обитали многочисленные рыбы. Разнообразные земноводные (стегоцефалы) населяли берега озер, заросли лесов.

Для стратиграфии морских отложений карбона наиболее важны конодонты, фораминиферы, гоанититы и брахиоподы. Определение возраста континентальных отложений основано на изучении остатков растений, а также комплексов спор и пресноводных двустворок.

После затишья в девоне земная кора охватывается новой волной тектонических движений, составляющих герцинскую эпоху тектоногенеза или герцинскую складчатость. Герцинская складчатость сопровождалась интенсивным эффузивным и интрузивным магматизмом, с которым, в свою очередь, связано образование месторождений полезных ископаемых. Оживились тектонические движения в областях более древней складчатости. Для областей герцинской складчатости очень характерны краевые прогибы, которые формировались в орогенную стадию развития геосинклиналей по их границе с платформами. В связи с тем, что первые фазы герцинской складчатости были очень сильными и на планете преобладали явления сжатия земной коры, рифтогенез для карбона и самого начала перми не характерен.

В раннем карбоне еще не наблюдается резкой дифференциации на климатические пояса. Широкое развитие влаго- и теплолюбивой лепидодендроновой флоры свидетельствуют о равномерном и влажном климате большей части поверхности Земли. Во второй половине карбона обнаруживаются отчетливые различия между лепидодендроновой флорой приэкваториальной флористической области, с одной стороны, и тунгусской (северной умеренной) и глоссоптериевой (южной умеренной) флорами - с другой.

Пермская система получила свое название от Пермской губернии. Продолжительность пермского периода 38 млн. лет, его начало 286 млн. лет назад, окончание 248 млн. лет назад.

В пермский период органический мир приобрел своеобразные черты, хотя в самом начале периода он был во многом сходен с каменноугольным.

С середины пермского периода характер наземной флоры меняется, причем особенно сильно в области распространения вестфальского типа. В результате флора поздней перми становится более однообразной; в то же время она утрачивает типичный палеозойский облик и приобретает совершенно новые черты, характерные для мезозойской эры, в составе которой преобладают голосеменные растения.

В пермских морях продолжали существовать те же группы беспозвоночных, что и в карбоне. Среди них господствовали фораминиферы, гониатиты из головоногих к концу периода сменились цератитами. Многочисленны были кондонты, двустворки, гастроподы и остракоды.

В конце пермского периода имело место одно из крупнейших вымираний палеозойских организмов. Исчезли фузулиниды, четырехлучевые кораллы, табуляты, почти все палеозойские брахиоподы, гониатиты и наутилоидеи с прямой раковиной. Вымерли трилобиты, древнейшие морские ежи древние лилии, многие палеозойские рыбы и позвоночные, а также целый ряд споровых растениц.

В пермском периоде закончилась герцинская складчатость. Ее последние фазы привели к отмиранию геосинклинального режима в оставшихся частях Урало-Монгольского пояса. Они проявились в некоторых районах Средиземноморского геосинклинального пояса и австралийской части Тихоокеанского геосинклинального пояса. На всех указанных участках возникли горные сооружения - герциниды.

Пермский период является резко выраженной геократической эпохой в жизни Земли. Море в это время сохранялось в Средиземноморском геосинклинальном поясе - Тетисе. Из Тетиса море проникло на Гондвану, образовав меридиональный залив восточной Африки. Естественным следствием горообразования и регрессии стало господство в поздней перми континентального, преимущественно засушливого климата, когда во многих районах началось формирование красноцветных и соленосных толщ и отмеченные выше изменения органического мира.

В начале раннего карбона в межгорных впадинах накапливались мелководные морские, лагунные и континентальные толщи песчаников, известняков и доломитов с прослоями тонких пепловых туфов и туффитов. Мощность нижнего карбона до 2,2 км. Наступление моря происходило с запада. Новые поднятия начались в конце визейского века.

Отложения верхней части нижнего карбона, среднего, верхнего карбона и нижней перми во впадинах представлены континентальными угленосными отложениями мощностью до 1,3-1,6 км. Это обычно чередующиеся аргиллиты, песчаники, конгломераты и пласты каменного угля. Следовательно, после регрессии визейского моря, вплоть до перми, Минусинская, Тувинская и другие впадины представляли собой пониженные участки суши, где текли реки, находились озера и болота, произрастала древесная растительность. Физико-географические условия здесь в это время были, очевидно, близки к тем, которые отмечались для Кузнецкой впадины.

Магматические процессы проявлялись очень слабо. В перми закончилось формирование впадин и происходило постепенное выравнивание горной складчатой области.

В Алтае-Саянской области в позднем палеозое происходило чередование эпох повторного орогенеза и тектонического выравнивания. Настоящий платформенный режим еще не наступил.



2. Формирование месторождений

Алтае-Саянская горная область размещается в пределах разновозрастных геоблоков: байкальской (Восточный Саян, Сангилен, Восточно-Тувинское нагорье); салаирской (Кузнецкий Алатау, Горная Шория, Восточный Алтай); каледонской (Западный Саян, Юго-Восточная Тува, частично Горный Алтай); герцинской (Рудный Алтай, Салаир) складчатости. Палеозойские складчатые структуры Алтае-Саянской складчатой области продолжаются на юг в КНР и МНР; на севере они погружаются под чехол мезозоя-кайнозоя Западно-Сибирской плиты, на востоке обрамляют древнюю Сибирскую платформу, южнее переходят в структуры Западного Забайкалья, на западе смыкаются с одновозрастными структурами Казахстана.

Алтае-Саянская горная область возникла на месте денудационных равнин и низкогорий. В кайнозое (альпийская складчатость) рассматриваемая территория испытала глыбовые тектонические подвижки, выразившиеся в сводовых поднятиях по разломам и погружении прилегающих депрессий. В современном рельефе некоторые участки денудационных поверхностей составили хребты Алтая, Саян и Тувы, а другие участки - межгорные впадины. Некоторые впадины унаследованно развиваются с герцинского времени. К их числу относится Назаровско-Минусинская межгорная впадина, соответствующая Минусинскому межгорному прогибу.

Алтае-Саянская складчатая область относится к числу интереснейших рудных провинций мира. Она рассматривается как участок земной коры, испытавший развитие магматизма и эндогенного оруденения байкальского, салаиро-каледонского и герцинского тектоно-магматических циклов. На протяжении этой сложной истории были сформированы многочисленные месторождения самых различных полезных ископаемых. Некоторые из них возникли в результате структурной перестройки каледонских и байкальских складчатых сооружений, являющихся областями завершенной складчатости и связанных с ней процессов активизации магматизма и эндоногенного оруденения. Анализ последовательности образования контактово-метасоматических месторождений железа и других металлов в истории развития Алтае-Саян показывает, что многие из них сформировались в процессе активизации более древних структур, как правило, находящихся на стыке с различными по мобильности геотектоническими регионами. Примером является область сочленения структур более молодого наложенного Минусинского прогиба с раннекаледонскими складчатыми сооружениями Кузнецкого Алатау или Восточного Саяна. Здесь в консолидированных байкальских и каледонских блоках процессами тектонической и магматической активизации охватываются различные породы (слагающие разнообразные структуры), прилегающие к зонам глубинных разломов (Балыкинскому, Кандатскому и др.).

Максимум железообразующей деятельности в этих районах приходится на период наиболее крупной тектонической перестройки в силуро-девоне. С этим периодом глубоких перестроек в данных регионах Алтае-Саян связана общая вспышка мощной эффузивной деятельности и интрузивного магматизма, в значительной степени представленного малыми интрузиями гранатоидного состава. Массивы данных гранитов обнаруживают четкую связь с вулканизмом, залегая в полях развития девонских вулканических пород, являясь типично субвулканическими образованиями. Подобные гранитоидные тела хорошо коррелируются по составу с кислыми членами вмещающих вулканогенных толщ, появляясь лишь в связи с теми из них, которые содержат в большом количестве кислые эффузивы (кварцевые трахитовые порфиры, ортофиры, базокварцевые порфиры и др.).

В этом случае девонские вулканогенные толщи приобретают трахилипарит-андезитовый состав с переменной и подчиненной ролью основных эффузивов. Структурно-геологические и петрографические особенности данных вулканогенных пород и их взаимоотношения с интрузивными телами формации субщелочных гранитов и граносиенитов позволяют объединить их в единый магматический комплекс нижнего девона.

Формирование подобных вулкано-магматических комплексов начиналось в Д₁ и проходило в своеобразной обстановке в эпоху сводово-глыбовых движений и образования структур Минусинской впадины. Образование пород комплекса связано с девонской активизацией тектонических и магматических процессов в пределах каледонид (реже байкалид). Процесс активизации сопровождался образованием многочисленных трещинных зон в пределах областей развития глубинного разлома, по которым изливались на поверхность субщелочные и отчасти основные лавы, давшие начало нижнедевонским вулканогенным накоплениям. Внутри этих же тектонических зон, но несколько позже, когда уже образовалась плотная эффузивная покрышка, препятствующая выходу магмы на поверхность, формировались мелкие резко гипабиссальные трещинные тел субщелочных гранитов, граносиенитов и сиенитов, анологичных по составу субщелочным эффузивам вулканогенной серии. После подновления этих же тектонических зон происходило проникновения по ним растворов, что привело к формированию скарново-магнетитовых тел.

Для рудных полей характеризуемой субформации обычны явления гранитизации, сиенитизации и магматического замещения, тесно сопряженные с внедрением субщелочных интрузий, развивающиеся в надапикальных зонах этих тел. Во многих месторождениях наряду с известковистыми развиваются магнезиальные скарны. Широким распространением пользуется предрудный и предскарновый калиево-кремниевый метасоматоз (Тея, Ирба и др.)

Структуры рассматриваемых месторождений определяются комбинированным сочетанием и взаимодействием различных по масштабу, механизму и возрасту структурных элементов - пликативных, довулканических разломов и трещинных зон дорудных палеовулканических структур центрального типа и послерудной трещинной тектоникой. В ряде случаев рудные поля приурочены к глубинным разломам с роем кальдерных вулкано-плутонических рудоносных структур линейно-блокового типа, с контантово-метасоматическим орудинением, распространяющимся на большую глубину, с возможным переходом на более глубоких горизонтах в трубчато-кольцевые образования или линейно-трещинные формы.

Месторождения, выделенные в данную субфомацию, весьма спецефичны. Они отчетливо образуют обособленную группу железорудных контактово-метасоматических месторождений (Тейское, Абагасское, Ельгень-Тагское, Одиночное, Березовское, Ирджинское, Ирбинское и т.д.), характеризующихся только им присущими свойствами. К числу их относят:

1) Своеобразное структурно-формационное положение месторождений в крупных региональных структурах;

2) Связь со специфичным магматизмом;

3) Исключительно сложное геологическое строение рудных зон;

4) Развитие весьма характерных типов околорудных измененных пород;

5) Индивидуальность структур рудных полей и морфологии оруденения;

6) Минералогические и геохимические особенности руд и различных измененных пород;

7) Конкретное временное положение в развитии структур земной коры Алтае-Саянской области.

Практическое значение этих месторождений велико, так как многие из них характеризуются большими размерами и находятся в стадии эксплуатации.

Данные, полученные при изучении месторождений характеризуемой субформации, позволяют отметить, что перспективными на оруденении являются вулканические структуры центрального типа, локализованные в зонах глубинных разрезов, в участках развития комплексов андезит-трихиандезито-трахилипаритового и базальто-андезито-дацитового состава. Такие структуры известны в Тейско-Тузухсинской зоне. Они отмечаются не только в пределах Тейского месторождения, но и в районах ключа Магнитного, гор Сох-Чах и Абагас II. Пространственно к ним тяготеют магнитные аномалии ясной и, вероятно, рудной природы.



3. Основные районы Алтае-Саянской области

3.1 Кузнецкое нагорье

Кузнецкое нагорье расположено в северной части Алтае-Саянской горной страны. Оно представляет собой сравнительно невысокое, сложно построенное горное сооружение, в рельефе которого присутствуют следы прежних этапов геоморфологического развития. Наиболее характерной чертой рельефа нагорья является ярусность, представленная близким по абсолютным отметкам уровнем вершин и выровненным поверхностями, поднятыми на различную высоту. Расположенное к северу от орогенных областей Алтая и Западного Саяна, нагорье окружено с запада, севера и востока Нениско-Чумышской, Кузнецкой, Чулымо-Енисейской и Минусинской котловинами, представляющими в геоструктурном отношении тектонические впадины различного времени заложения. Соседство отдельных частей нагорья с этими структурами, а также различная удаленность остальных участков от этих областей малой тектонической активности наложили заметный отпечаток на формирование рельефа территории.

Складчатые структуры Кузнецкого нагорья образовались в пределах сенийско-кембрийской геосинклинали и относятся к кембрийской складчатости, т.е. ко времени ранней стабилизации каледонид.

Изучение рельефа и стратиграфии рыхлых отложений Кузнецкого нагорья позволяет представить развитие страны следующим образом.

К концу триаса описываемая территория являлась, по-видимому, частью обширной выровненной страны, захватывающей большую часть Западной Сибири. Накопление мощных триасовых кор выветривания позволяет предполагать, что выровненная триасовая поверхность была несколько приподнята в виде невысокого горного плато, что обеспечивало достаточно низкое положение уровня грунтовых вод, необходимое для активных процессов корообразования.

В юрское время активизация тектонических движений, связанная с начальными фазами тихоокеанского тектогенеза, привела к превращению выровненной территории в горную страну.

В нижнемеловое время Кузнецкое нагорье снова претерпела выравнивание, причем сравнительно небольшая мощность коры выветривания свидетельствует о слаборасчлененном рельефе. Аллитный характер коры позволяет предполагать, что выветривание происходило достаточно длительное время в условиях теплого и влажного климата.

В конце нижнего- начале верхнего мела началось поднятие, имевшее, как уже указывалось, сводовый характер. Доказательством поднятия является несогласное залегания кийской и симоновской свит, а также наличие галечников в нижней части последней.

Следующим этапом эволюции рельефа был этапом выравнивания, следы которого сохранились в современном рельефе в виде многочисленных и обширных по площади реликтов выровненной поверхности, поднятых на различную высоту. Возраст выравнивания определяют как верхнемеловой - нижнеолигоценовый.

Последующее время за выравниванием являлось периодом появления новейшей фазы тектонических движений, которые во взаимодействии с экзогенными процессами сформировали современный рельеф.

Таким образом, формирование современного рельефа явилось следствием воздействием неотектоники и денудации на позднемеловую - раннепалеогеновую поверхность выравнивания.

В связи с отступанием на север олигоценового моря Западной Сибири началась аридизация климата и деградация лесной растительности. Сочетание неблагоприятных тектоно-геоморфологических и биоклиматических условий привело к прекращению корообразования. В обстановке усиливавшейся дифференциации рельефа, свойственной периоду активных тектонических движений, начался процесс размыва палеогеновых кор в районах блоков поднятия накопления переотложеных продуктов выветривания в участках относительного опускания.

Возникшие к концу неогена горы способствовали дифференциации климата, сохранявшейся до настоящего времени: климат западных склонов - более мягкий, восточных - более континентальный.

В общем морфоструктурном плане Алтае-Саянской горной страны Кузнецкое нагорье является морфоструктурой первого порядка, образовавшейся в следствии деформации сводообразными поднятиями нижнемеловой и мел-палеогеновой поверхности выравнивания при взаимодействии этих движений с экзогенными процессами. Прерывистость поднятия с неоднократно возникавшими условиями для педипланации привела к созданию ярусности рельефа нагорья. Региональные движения были осложнены блоковыми, обусловившими возникновение морфоструктур второго порядка с характерными для каждой из них условиями сноса и накопления материала.

В крупных чертах морфоструктурный план наследует геоструктурный. Объясняется это тем, что крупные геоструктуры, связанные с глубинными разломами, устойчивы во времени и в неотектонический этап проявили себя в тех же или примерно в тех границах. Более же мелкие неоструктуры и обусловленные ими морфоструктуры, не связанные с глубинными разломами, гораздо изменчивее в очертаниях.

3.2 Минусинская впадина

Минусинские межгорные впадины как единая морфоструктура наследуют структуру, заложенную на герцинском этапе развития. Однако их границы и степень выраженности в рельефе существенно менялись на протяжении последующего времени. Возникновение и формирование Южно-Минусинской, Средне-Минусинской, Северо-Минусинской и Назаровской межгорных впадин относятся к нижнедевонскому времени, в течении которого в описываемой области образовались разломы северо-западного простирания, что привело к образованию опущенных и приподнятых зон. Заполнение впадин терригенными и малассовыми отложениями продолжалось в течении позднего палеозоя и мезозоя в условиях колебательных движений и периодически проявлявшегося вулканизма.

В меловое и палеогеновое время в основном наблюдались континентальный режим, денудационное выравнивание, образование кор выветривания.

Формирование современного рельефа началось в новейший этап с позднего олигоцена, когда дифференциальные тектонические движения привели к образованию основных орографических элементов и заложению древней речной сети.

В миоплиоценовое время произошли относительное прогибание впадин, сопровождаемое накоплением глинистых осадков, и формирование озерно-аллювиальных и озерно-пролювиальных равнин. В конце плиоцена опускание сменялись поднятиями, преобладание которых сохраняется в четвертичную эпоху. В пределах впадин продолжала развиваться речная сеть. Энергичные движения в конце этой эпохи привели к оформлению цокольных террас и местами преуглублению участков долин. В среднечетвертичную эпоху крупные реки Минусинских впадин, подпруженные локальными поднятиями и обводненные в вязи с таянием ледников, разливались, образовывая озерные бассейны. В этих бассейнах накапливался комплекс озерно-аллювиальных, песчано-суглинистых осадков, которые слагают в настоящее время междуречье Абакана, Енисея, Тубы.

...