книги / Региональная геология СССР. Азиатская часть

до 1000 м и майтюбинская — около 1500 м. Возраст первой из них условно определяется по стратиграфическому положению и флоре как среднекарбоновый, а второй — как средие-позднскарбоповый.

П е р м ь (?J. Верхняя из выделяющихся в южной Калбе свит палеозоя залегает с угловым несогласием на майтюбинской свите и более древних породах и сложена почти целиком вулканоген­ ными породами — лиловыми, зелеными и темно-серыми андези­ тами и туфобрекчиями. Мощность этой свиты, которая условно относится к перми, получила название сарджальской, или даубайской; мощность ее около 200 м.

Па л е о г е н . Мезозойские отложения на Алтае отсутствуют,

акайнозойские известны по его периферии и в крупных впади­ нах — Зайсанской и Чуйской. В первой из них развит полный разрез палеогена, образующего вместе с неогеном единую терригенную континентальную толщу мощностью около 1600 м, которая:

содержит остатки млекопитающих, пресмыкающихся и флору. В северной части впадины олигоцеи вместе с миоценом занимает значительную площадь на поверхности, а также вскрыт на юговостоке Зайсанской опорной скважиной. Это преимущественно пестроокрашеиные глины и алевролиты с включениями гипса и прослоями песчаников. Максимальная вскрытая мощность оли­ гоцена достигает почти 400 м. Возраст толщи определяют расти­ тельные остатки, споры и пыльца. В Чуйской впадине олигоцен представлен красно-бурыми глинами и суглинками мощностью* до 50 м.

В северо-западной части Рудного Алтая, в долине р. Алея, к верхнему олигоцену относится 15-метровая толща песчанистых глин с прослоями слабосцементироваиных белых кварцевых пес­ чаников. Мощность толщи постепенно увеличивается по напра­

отложения этого возраста довольно широко развиты в северном борту впадины. Миоцен представлен глинами, алевролитами и песками, которые местами подстилаются галечниками, и содер­ жит фауну моллюсков, остракод, рыб. Мощность миоцена в цент­ ральной части впадины достигает 470 м, но к краям уменьшается. Выше в опорной скважине следуют известковпстые глины и але­

ния миоцепа и плиоцена имеют мощпость свыше 300 м — это раз­

в большинстве случаев выражен пестроцветными, зелеными п бу­ рыми, часто очень вязкими глинами, местами песчанистыми и

151

гппсоиосными; верхняя часть миоцена и плиоцен нередко фациально замещаются слоистыми песками и гравием.

В Рудном Алтае и Калбе обнаружены погребенные плиоцено­ вые долины, выполненные галечниками, зелеными и красно-бу­ рыми глинами.

А н т р о п о г е н . Антропогеновые отложения на Алтае вы­ ражены различными генетическими типами. В высокогорных районах и в Чуйской котловине выделяется ледниковый комплекс, принадлежащий двум эпохам оледенения. В составе его участ­ вуют моренные и флювиогляциальные отложения.- В районах предгорий широко распространены лёссовидные суглинки, эоло­ вые образования, представленные грядовыми и барханными пес­ ками, а также конусы выноса и предгорный шлейфы делювиальнопролювиального происхождения. Известны озерные отложения, а к долинам крупных рек приурочены разновозрастные аллюви­ альные осадки, слагающие несколько террас.

Магматизм

Наиболее древние магматические породы на Алтае имеют позднепротерозойский возраст. Развиты они очень ограниченно ц изучены совсем слабо. В Теректинском горсте к ним, в част­ ности, относятся согласные тела гранитоидов, сформированные в несколько фаз и состоящие из диоритов, кварцевых диоритов, гранитов и плагиогранит-порфиров с абсолютным возрастом 615—560 млн. лет.

Среди более молодых магматических проявлений-четко выделя­ ются три возрастные группы: раннепалеозойская, среднепалео­ зойская и позднепалеозойская.

Магматические проявления р а н н е п а л е о з о й с к о г о в о з р а с т а достоверно установлены только в восточной части Горного Алтая и представлены как интрузивной, так и эффузив­ ной формами. Довольно энергичная эффузивная деятельность,

сформированы мощные вулканогенно-осадочные толщи спилиткератофировой формации. Отличительной особенностью вулка­ низма этого периода было резкое преобладание порфиритов и их туфов над лавами и пирокластами иного состава.

Среди интрузивных пород наиболее ранними являются кем­ брийские гипербазиты, образующие гипербазитовую формацию, которая столь типично проявлена в каледонской части АлтаеСаянской горной страны. Они приурочены к зонам глубинных разломов, образуя четко выраженные линейные пояса. Гипер­ базиты слагают многочисленные мелкие тела с площадью выхода на поверхность менее 1 км2 и лишь один массив — Чаганузунский в Курайском поясе достигает 25—30 км2. По форме это круто

1 5 2

залегающие плоские линзы и пластообразные тела, всегда вытя­ нутые вдоль разломов. Сложены они перидотитами (главным обра­ зом гарцбургитами), в большинстве случаев нацело серпентинизированными. Вместе с ними местами встречаются несколько более поздние небольшие секущие тела габбро, габбро-диоритов и диоритов.

Довольно пестрая по составу, но преимущественно гранитоидная группа нижнепалеозойских интрузивных пород объеди­ няется в единый гориоалтайский комплекс, включающий обычно некрупные (до 100 км2) массивы, имеющие многофазное строение. В их составе принимают участие разнообразные граниты, а также гранодиориты, диориты и реже другие более основные гибрид­ ные породы. Небогатая жильная серия представлена гранитпорфирами, аплитами и пегматитами. Установленная геологиче­ скими наблюдениями принадлежность комплекса к нижнему палеозою подкрепляется единичными определениями абсолютного возраста в 430 млн. лет.

В с р е д н е п а л е о з о й с к о м э т а п е главная роль принадлежит эффузивным проявлениям. Начавшись на рубеже раннего и среднего девона, они продолжались, то затухая, то снова усиливаясь, в течение всего среднего палеозоя, достигнув апогея в эйфельский век, когда во всех крупных структурПофациальных зонах накапливались мощные толщи преимущест­ венно кислых лав и их пирокластов. Однако со временем состав продуктов вулканических извержений постепенно изменялся в сторону повышения основности: в фаменском веке и в ранне­ каменноугольную эпоху они имели смешанный состав, причем нередко преобладающим развитием пользовались порфириты. С эффузивами пространственно и генетически связаны породы субэффузивной фации. В составе тех и других отмечается полное соответствие: так, среднедевонские кислые эффузии сопровожда­ ются субвулканическими гранит-порфирами, сиенит-порфирами и альбитовыми плагиогранит-порфирами, а верхнедевонские эффузивы среднего состава — преимущественно субвулканическимн телами диорит-порфиритов. По форме они в большинстве случаев представляют собой небольшие штокообразные и лакколитообразные тела, дайки и некки. В целом весь этот ряд эффузивно­ интрузивных образований относится к типичной спилит-керато- фировой формации.

Глубинные интрузивные породы связаны с энергичными текто­ ническими движениями второй половины среднего девона, извест­ ными под названием тельбесских. Поэтому и комплекс внедри­ вшихся в это время грапитоидов часто называют тельбесским. Убедительные геологические и радиологические данные в пользу выделения этого комплекса говорят о необходимости осторожного подхода к определению возраста отдельных массивов гранптопдов (особенно в восточных районах), которые в подавляющей массе относят к верхнему палеозою.

15»

Наиболее крупные интрузивы тельбесских гранитоидов (часть Алейского массива в Рудном Алтае, Турочакский и северная часть Саракокшинского в Уйменско-Лебедском прогибе) дости­ гают нескольких сотен квадратных. километров и отличаются однообразием состава: это главным образом биотитовые и биотитроговообманковые граниты, отчасти гранодиориты, сопровожда­ ющиеся жилами гранит-порфиров, диорит-порфиритов и аплитов. Абсолютный их возраст по ряду анализов, дающих хорошую «ходимость цифр, составляет около 330 млн. лет, что находится в полном соответствии с геологическими данными. Следует при этом подчеркнуть, что ряд многофазных гранитоидных массивов формировался на протяжении до 100 млн. лет, охватывающих средний и поздний палеозой [761.

К наиболее поздним среднепалеозойским образованиям ус­ ловно относится довольно пестрая по составу группа пород, обычно образующих небольшие массивы и имеющих активные контакты с нижним карбоном. Среди них следует отметить ультраосновные породы, габброиды, диориты и гранодиориты югозападной Калбы, примерно такой же комплекс пород в Иртыш­ ской зоне смятия, небольшие штоки гранитоидов в УйменскоЛебедском прогибе и, возможно, отдельные массивы плагиогранитов в Южном Алтае и в Зыряновском районе Рудного Алтая.

ную роль. Они известны только в Рудном Алтае и Калба-Нарым- •ской зоне и представлены кислыми и средними эффузивами, с кото­ рыми тесно связапы субвулканические тела соответствующего состава; последние, однако, встречаются значительно более редко, чем аналогичные образования среднепалеозойского возраста.

Особенно широко распространены гранитоиды этого этапа, уже давно разделенные на два комплекса — змеиногорский и калбинский. Интрузивы первого из названных комплексов наиболее широко представлены в Рудном Алтае, а второго — в Калбе.

Змеиногорский комплекс многофазный и включает следующие группы пород: 1) габбро-нориты — от оливиновых до кварцевых; 2) гранодиориты, кварцевые диориты и диориты; 3) плагиоклазовые граниты, трондьемиты и нормальные граниты; следует отме­ тить, что некоторые геологи выделяют габброиды в обособленный самостоятельный комплекс. В целом для змеиногорского комп­ лекса характерно резкое преобладание гранитоидов с повышен­ ным содержанием плагиоклаза. Отдельные интрузивы имеют зна­ чительные размеры — до нескольких сотен квадратных километ­ ров, но чаще встречаются более мелкие массивы. Они обычно вытя­

154

нуты вдоль простирания вмещающих толщ и нередко имеют со­ гласные с ними контакты, образуя тела, по форме и залеганию близкие к лакколитам. В тесной генетической связи с ними нахо­ дится группа жильных пород и малых интрузий. Пегматитовые и аплитовые жилы встречаются редко, зато повсеместно распро­ странены крупные дайки и небольшие штокообразпые тела фельзитовых плагиогранит-порфиров и гранит-порфиров, диорит-пор- фиритов и габбро-диабазов.

Формирование змеиногорского комплекса большинство иссле­ дователей относит к позднему карбопу — ранней перми, что под­ тверждается цифрами абсолютного возраста — 300—280 млн. лет для наиболее поздних фаз гранитоидов.

Калбипский комплекс имеет наибольшее распространение среди интрузивных образований в Калба-Нарымской зоне. Отдель­ ные массивы имеют очень крупные размеры: так, Калба-Нарым- ский батолит, вытянутый вдоль Иртышской зоны смятия, дости­ гает 10 000 км2. Наряду с ними в строении комплекса участвуют небольшие штоки и дайки. Комплекс этот многофазпый — он образовался в результате неоднократных внедрений магмы разного состава, однако резко преобладающее значение имеют слюдяные (биотитовые, мусковитовые и двуслюдяные), часто порфировидные граниты в сопровождении аплитов' и особенно обильных пегма­ титов. Подчиненная роль принадлежит относительно более позд­ ним граносиенитам, лейкократовым аплитовидным и аляскитовым гранитам. В пространственном распределении массивов отме­ чается отчетливо выраженная приуроченность к крупным разло­ мам, в том числе к зонам смятия. Абсолютный возраст наиболее поздних из калбинских гранитов — 265 млн. лет, что вместе с геологическими данными свидетельствует об окончании его формирования в ранней перми.

В Рудном Алтае и Калбе известны наиболее молодые интрузив­ ные образования, секущие калбинские граниты. В составе их участвуют породы от основных — габбро и габбро-диоритов — до разнообразных гранитоидов, слагающих обычно небольшие штоки и дайки. Массивы этих пород имеют все признаки остыва­ ния на небольшой глубине и относятся к формации малых интру­ зий. Широко развита также очень богатая серия жильных пород— основных, средних и кислых, причем особенно обильны среди них лампрофиры, формирующие крупные жильные поля. Образо­ ванием всех этих пород завершается герцппский тектоно-магматн- ческий этап.

Тектоника

В пределах рассматриваемой части Алтае-Саянской горной страны обособляется ряд крупных структурно-фациальных зон первого порядка, значительно отличающихся строением и геоло­ гическим развитием. Они в большинстве случаев разграничены глубинными разломами; последние нередко играют большую

15S

роль и в строении самих зон, разделяя внутри них антиклинории и сннклинории, часто очень крупные и имеющие сложное внутрен­ нее строение.

Особого рассмотрения заслуживают глубинные разломы, мор­ фологически выраженные в виде протяженных полос рассланцованных и метаморфизованных пород, получившие название зон смятия. Одна из них — Иртышская — ограничивает с северавостока Калба-Иарымскую структурно-фациальную зону, а дру­ гая — Северо-Восточная служит юго-западной границей Горного Алтая.

Иртышская зона смятия протягивается в юго-восточном напра­ влении от южной окраины Западносибирской низменности до. государственной границы СССР. Протяженность зоны в пределах советской части Алтая около 500 км. Никаких признаков выкли­ нивания ее в северо-западном и юго-восточном направлениях нет, а анализ геологического строения сопредельных с Алтаем районов приводит к выводу, что она протягивается под покровом молодых отложений дальше на юго-восток и северо-запад. . Иртышская зона смятия — это прямолинейная глубинная структура, в пре­ делах которой может быть выделено несколько крупных раз­ ломов типа очень крутых надвигов или сбросов, между которыми находятся сильно смятые и метаморфизованные породы. Полосы развития таких крупных разломов, с которыми сопрягаются зшогочисленные более мелкие разрывные нарушения, вплоть до микродеформаций, были названы В. П. Нехорошевым зонами смятия. Ширина полосы деформированных пород достигает 10— 20 км. В пределах этой полосы выделяется крупная «шовная» антиклиналь, связанная с разломами, осложненная складками 'более высоких порядков и разорванная большим количеством продольных нарушений. На резко выраженный дислокационный метаморфизм пород этой зоны накладывается метаморфизм, свя­ занный с неоднократным внедрением изверженных горных пород и циркуляцией вдоль нее гидротермальных растворов.

Сложное сочетание динамометаморфизма и термального мета­ морфизма привело к тому, что в пределах зоны смятия нахо­ дятся разные по степени метаморфических преобразований породы, вплоть до пироксеновых гнейсов. Однако несмотря на общую довольно высокую степень метаморфизма, в породах зоны удалось отыскать определимую фауну, по которой было установлено, что в составе слагающих ее пород имеется средний палеозой.

Иртышская зона смятия пережила длительную геологическую историю. Имеющиеся данные позволяют установить, что она интенсивно развивалась в течение среднего и позднего палеозоя, но заложена была еще раньше. Это доказывается не только раз­ личием геологичеркой истории в. структурно-фациальных зонах, разделенных этой зоной, но и внедрением по ней. разновозрастных интрузивных комплексов, сопровождаемых гидротермальными месторождениями.

*156

Северо-восточная зона смятия представляет собой сложную систему кулисно расположенных и параллельных разломов северозападного простирания и лишь на крайнем северо-западе выраже- -на единым тектоническим швом. Зона эта, как и Иртышская, раз­ вивалась длительно: в раннем палеозое она, по-видимому, раз­ деляла резко различающиеся структурно-фациальные зоны Гор­ ного и Рудного Алтая, а в среднем палеозое в ее пределах обосо­ бился приразломпый (или иадразломный) Белоубинский прогиб,

Рис. 29. Структурпо-фациальное районирование и элементы тектоничес­ кого строения области сочленения Рудного и Горного Алтая (по Д. Г. Аячгирею).

1 — выступы досшшйских сооружений; г — каледонские складчатые сооружения; з — блоки докаледонского и каледонского фундамента, активизированные в гсрцииском этапе; 4 — герцинские структурно-фациальные зоны Рудного Алтая; 5 — ЛенпногорскоЗыряновская подзона Рудно-Алтайской зоны; 6 — основные разломы: I — Иртышская зона смятия; II — Локтевско-Берсзовскнй; III — Локтевско-Каранртышский

вкотором отлагался своеобразный комплекс отложений, отлича­ ющийся резкой фациальной изменчивостью в разных тектониче­ ских блоках; вдоль осевой части этой шовной зоны проележпваются эйфельские рифовые постройки и цепь вулканических аппаратов. В середине девона произошло интенсивное смятие и рассланцевание пород, по активная жизнь зоны продолжалась п

впозднем палеозое 13]. Характерной особенностью зоны является наличие не только продольных, но и многочисленных поперечных разломов, протягивающихся сюда из Горпого Алтая и играющих большую роль в локализации оруденения (рис. 29).

Перейдем теперь к рассмотрению тектоники названных выше крупнейших структурио-фацпалышх зон.

Наиболее сложным строением отличается Горный Алтай (вос­ точная его часть, охватывающая окрестности Телецкого озера и прилежащие районы, отпосится к области каледопнд), в пределах

1 5 7

которого выделяется ряд крупных структур северо-западного простирания (рис. 30).

В центральной части региона протягивается сложная антиклннориевая зона, которая называется Чарышско-Теректинскойу пли Главным антиклинорием Алтая. На северо-западе в ее состав входит Талицкий антиклинорий, а на юго-востоке — Белухинский антиклинорий — крупнейшее поднятие Горного Алтая, пре­ красно выраженное на геологической карте. Северо-восточное его крыло осложнено на западе длинным и узким Теректинским

Рпс. 30. Схема расположения главных структурных элементов Горного Алтая.

синклинорий Южноалтайской зоны; в — Рудный Алтай; 7 — Чуйская впадина; 8 — зо­ ны смятия и крупнейшие разломы. Синклинории: I — Ануйско-Чуйский; II — УйменскоЛебедский; III — ТпгерецкиЙ; IV — Восточноалтайский. Антиклинории: Y — Бслухин-

горстом, а на востоке—небольшим Кокуззнским горстом. Талицкий антиклинорий по направлению на юго-восток постепенно погру­ жается, тогда как Белухинский антиклинорий погружается на се­ веро-запад. Они разделяются седловиной, выполненной девонскими отложениями и представляющей собой юго-восточное окончание

представляют собой системы сильно сжатых линейных скла­ док северо-западного простирания, осложненных многочислен­ ными разломами. Девонские отложения разделяющей их седло­ вины образуют ряд более спокойных коротких складок, нередко имеющих брахиформный характер. В Теректинском горсте отме­ чается серия мелких сжатых складок субмеридионального и северо-восточного простирания,. резко отличающегося от общей ориентировки горста, совпадающей с направлением основных складчатых дислокаций Белухинского антиклинория.

158

в качестве антиклинального сооружения в салаирский этап кале­ донской складчатости, тесно связано с раннекаледонскими струк­ турами Горной Шории. Одпако большая его часть располагается между девонскими прогибами геосипклинального типа, что поз­ воляет с некоторой долей условности рассматривать его в ка­ честве срединного массива в раннегерцииской геосинклинальнон области. В согласии с этим находится и наличие в его пределах небольших пологих наложенных мульд, выполненных нижним девоном.

Катунский антиклииорий на юго-восток погружается и кулисно замещается узким и длинным Кадринским, или Бараталъ- ■ским, горстом, представляющим собой зону ранних каледонид, зажатую между тесно сближенными разломами. Баратальский горст разделяет Ануйско-Чуйский и Уйменско-Лебедский сииклипории в их южных частях. Внутреннее строение Катунскогсг горст-аитиклинория определяется развитием крупных линейных антиклиналей и синклиналей, осложненных крутыми и нередко' опрокинутыми складками второго и более высоких порядков и многочисленными разрывами. Достаточно интенсивная складча­ тость наблюдается в толщах разного возраста: нижний и средний кембрий смяты в складки, близкие по морфологии и напряжен­ ности со складками баратальской свиты.

В центральной части Горного Алтая, занимая в нем как бы •осевое положение, протягивается крупнейший Ануйско-Чуйский синклинорий, обладающий очень слолшым внутренним строением. Восточнее, отделенный от последнего Катупским антиклпнорпем и Баратальским горстом и ограниченный с востока и запада глу­ бинными разломами, располагается меньший по размерам Уймен­ ско-Лебедский синклинорий. Два эти синклинорпя на юго-востоке сближаются, и на их продолжении возникает еще один синклпнорий — Восточноалтайский. Уйменско-Лебедский прогиб с па­ леогеографической точки зрения близок к крупным прогибам каледонской части Алтае-Саянской горной страны — Минусин­ скому и Тувинскому, — но тектонически представляет собой как бы ответвление Ануйско-Чуйской геосипклипали в тело каледон­ ской платформы. Таким образом, каледонская и герцннская части Алтае-Саянской горной страны не имеют четкой границы.

На крайнем северо-западе располагается еще один сииклннорий — Тигерецкий, примыкающий с юго-запада к 'Галицкому антиклинорию и отграниченный от структур Рудного Алтая Северо-Восточной зоной смятия.

Морфология структур, осложняющих крупнейшие еннклннории Горного Алтая, свидетельствует об интенсивности раннегерцинского складкообразования: обычно складки во всех отложе­ ниях, включая девонские, сильно вытянуты, линейного типа,

159

иногда приобретают изоклинальный характер и опрокидываются, осложнены продольными разрывными нарушениями, по которым одни части складок нередко надвинуты на другие. Стецень дислоцированности пород постепенно убывает вверх по разрезу, однако в наиболее подвижных прогибах девон нередко дислоцирован примерно так же, как более древние породы, формирующие системы складок геосинклинального типа. Однако наряду с этим отмечаются и более спокойные брахиформные складки, «струк­ турные носы» у резких изгибов антиклиналей, «складки штампо­ вания» с крутыми падениями на периклиналях и другие формы, придающие большое своеобразие девонским складчатым дислока­ циям. Особенно большая сложность и напряженность дислокаций характеризует суженные участки синклинориев, располагающиеся между зонами глубинных разломов — например, южную часть Упмепско-Лебедского синклинория или Восточноалтайский сипклинорий, возникший в области трех резко сближенных глубин­ ных разломов — Курайского, ,Теректинского и Кадринского (см. рпс. 30).

В Рудном Алтае тоже прослеживается ряд структур северозападного простирания, имеющих сложное строение и отлича­ ющихся от структур как Горного Алтая, так и Калбы. Здесь по направлению с северо-востока на юго-запад выделяются следу­ ющие крупные структурные единицы. Непосредственно прилегая к Белухинскому антиклинорию, располагается Белоубинский синклинорий, о котором уже говорилось выше. Западнее выде­ ляется Синюшинский антиклинорий, осевая часть которого лежит на линии, соединшощей два полиметаллических месторождения Алтая — Лениногорское (Риддерское) и Зыряновское. Еще запад­ нее следует Быструшинский синклинорий и, наконец, последняя крупная структурная единица — Алейский антиклинорий (см. рис. 28).

Алейский антиклинорий вытянут на 200 км при ширине около 50 км и погружается в юго-восточном направлении. Он состоит нз нескольких крупных складок с падениями на крыльях до. 45° в свою очередь осложненных в крыльях серией брахиформных, а также узких килевидных складок и многочисленными разло­ мами разного типа и амплитуды. Широко развиты коробчатые и стулообразные складки, флексуры, структурные носы и другие формы, свидетельствующие о близости консолидированного склад­ чатого основания, разбитого сложной системой разломов.

Близкая пообщему характеру складчатых деформаций кар­ тина отмечается для Быструшинского синклинория и Синюшин-

ского антиклинориЯу хотя напряженность дислокаций в них уве­ личивается: так, в Сишошинском антиклинории крылья осложня­ ющих складок нередко имеют падения до 80°, а иногда .даже круто подвернуты. Следует отметить, что выходящие кое-где на поверхность в ядрах антиклинальных структур метаморфиче­ ские породы часто имеют субширотное простирание, резко отлича­

1 6 0