Полезные ископаемые Алтае-Саянской складчатой области

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.

     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.