Полезные ископаемые Алтае-Саянской складчатой области

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Структурно-тектоническая схема западной части Алтае-Саянской складчатой области

 

Рис. 1.1. Структурно-тектоническая схема западной части Алтае-Саянской складчатой области на этап О1–Р1 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

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Стратиграфия

 

     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.

 

     ПРОГИБЫ

     Кроме складчатых  зон - производных консолидации геосинклинальных зон различного возраста, в строении Алтае-Саянской складчатой области участвуют структуры особого рода, не являющиеся геосинклинальными и складчатыми зонами. Такие структуры представляют собой прогибы различного типа.

     Наибольший интерес из них представляет Кузнецкий прогиб, соответствующий Кузнецкому каменно угольному бассейну. Его относят к структурам краевых прогибов, учитывая положение Кузнецкого прогиба по отношению к одновременной поздневарисской геосинклинальной зоне в виде Колывань-Томской дуги.

     Положение Кузнецкого прогиба относительно древних структур фундамента отличается своеобразными особенностями. Прогиб располагается на молодой варисской платформе, состоящей из каледонских и салаирских складчатых сооружений, причем закономерно приурочен к древнему, не потерявшему своей подвижности тектоническому шву, отделявшему Алтае-Кузнецкую складчатую зону от соседней к западу Алтае-Салаирской зоны. В каледонской структуре Алтае-Саянской области Кузнецкий прогиб, представлял собой межгорный прогиб с геотектоническим режимом, напоминающим режим вторичных геосинклиналей. В варисской структуре -- это поперечный краевой прогиб.

Структурно связанный с Кузнецким прогибом известный Горловский прогиб располагается в зоне сопряжения Колывань-Томской геосинклинальной зоны с ее платформой в виде Салаирского массива и является довольно типичным краевым прогибом. Он также выполнен угленосной фор-мацией верхнего палеозоя.

     Южным структурным продолжением Кузнецкого прогиба служит Чумышско-Ненинский прогиб. В нем приподнят среднепалеозойский фундамент, но широко развиты мезозойские и кайнозойские отложения, свидетельствующие об унаследованном развитии прогиба в мезо-кайнозое.

Лебедской прогиб в отличие от предыдущих представляет собой каледонский внутренний прогиб типа вторичной геосинклинали, сохранивший тенденцию к относительному погружению и в варисский этап развития области.

Минусинский прогиб при некотором сходстве с Кузнецким отличается от него специфическими особенностями. Для него характерна мощная толща девонских отложений, причем в основании разреза развиты главным образом кислые и щелочные наземные эффузивы, сопровождаемые субэффузивными интрузиями. Верхнепалеозойские отложения представлены также угленосной формацией, но значительно меньшей мощности, чем в Кузбассе. Очевидно, развитие Минусинского прогиба началось раньше Кузнецкого и протекало в своеобразных условиях на более жестком фундаменте, дальше от соответствующей геосинклинальной зоны. Вместе с тем, по-видимому, подобно Кузнецкому, Минусинский прогиб представляет собою межгорный прогиб в позднекаледонский этап и краевой прогиб в варисский этап развития области. Характерной особенностью Минусинского прогиба является залегание девонских и верхнепалеозойских толщ непосредственно на кембрийском и докембрийском фундаменте, имеющем характер геосинклинали по отношению к другим структурам нижнепалеозойского времени, т. е. Минусинский прогиб -- это не унаследованная, а, скорее, наложенная структура, отчасти напоминающая наложенные мульды Казахстана.

 

 

 

 

 

 

 

 

Полезные ископаемые

 

Для провинции в целом наиболее характерна ассоциация месторождений железа, золота, свинца, цинка, молибдена, алюминия, ртути. Менее характерны для провинции в целом, хотя и весьма важны для металлогении ее отдельных частей, месторождения титана, кобальта, никеля, хрома, меди, вольфрама, фтора. Не характерны для провинции месторождения олова.

В соответствии с особенностями размещения в Алтае-Саянской области ее составных элементов разных порядков, складчатых систем различных циклов и стадий консолидации, а также в зависимости от особенностей геологического развития этих составных элементов последние приобрели различную геохимическую и металлогеническую специализацию.

Складчатая система байкалид в пределах Алтае-Саянской области отличается в целом сиалическим профилем, для нее характерны редкометалльные и слюдяные месторождения пегматитового типа, а также метаморфические железорудные месторождения. Однако ее металлогеническая характеристика осложняется изложенной минерализацией, связанной с этапами палеозойской и мезозойской активизации байкалид. Эта минерализация представлена железорудными, золоторудными, молибденовыми, свинцово-цинковыми, карбонатитовыми и ртутными месторождениями и рудопроявлениями.

Складчатые структуры раннекаледонской или салаирской стадии консолидации (салаириды), занимающие обширные территории в восточной и отчасти западной частях Алтае-Саянской области, отличаются весьма близким к уральскому фемическим профилем эндогенной минерализации. Для салаирид особенно характерны связанные с гипербазитовыми интрузиями месторождения хризотил-асбеста, талька, хромитов и силикатных никелевых руд (в коре выветривания на серпентинитах). Весьма характерны также месторождения железных руд различных формационных типов: титаномагнетитовые магматические месторождения, связанные с габброидными интрузиями, месторождения магнетитовых руд скарнового и гидросиликатного типов, золоторудные месторождения скарновой и гидротермальной жильной формации. Кроме того, здесь известны месторождения медно-молибденовой, медно-колчеданной, колчеданно-полиметаллической формаций. С активизацией салаирид связываются наложенные месторождения скарновых магнетитовых руд, мышьяково-кобальтовой формации, своеобразной барит-флюорит-сидеритовой формации, алюминиевых руд (нефелина), ртутной формации и др.

Складчатые структуры каледонско-герцинской консолидации, т. е. структуры длительного и, как мы считаем, бициклического развития (Горный Алтай, Салаирский кряж), отличаются сложной минерализацией также в общем фемическо-сиалического профиля. В них развиты связанные с древними салаирскими гипербазитовыми интрузиями месторождения хромитов, силикатных никелевых руд (Южный Салаир), талька, асбеста. Слабее представлены каледонские золоторудные месторождения, колчеданно-полиметаллические месторождения (Салаирский кряж), проявления вольфраммолибденовой формации в связи с каледонскими гранитоидами (Горный Алтай) и др. Особенно характерна для структурноформационных зон каледонско-герцинского этапа наложенная герцинская минерализация. Как было указано, здесь известны железорудные месторождения вулканогенно-осадочной гематитовой формации, скарновые магнетитовые месторождения, титаномагнетитовые магматические месторождения (Харловское), месторождения мышьяково-кобальтовой формации и ряд формаций свинцово-цинковых руд (скарновая полиметаллическая, редкометалльно-полиметаллическая и др.). Однако наиболее характерны месторождения скарновой редкометалльной, пегматитовой редкометалльной и гидротермальной вольфраммолибденовой рудных формаций, связанных с герцинскими интрузиями Горного Алтая. Здесь еще более интенсивно, чем в других районах, проявилась ртутная рудная формация.

Как было отмечено, для Алтае-Саянской рудной провинции типичны месторождения железа, титана, золота, свинца, цинка, молибдена, алюминия, ртути. Из них типоморфными для провинции металлами, т. е. наиболее широко распространенными и обладающими значительной концентрацией в месторождениях, следует считать железо и золото.

Здесь имела место неоднократная повторяемость образования месторождений этих металлов от более древних к более молодым эпохам рудообразования. Крупные месторождения метаморфогенных железистых кварцитов известны в протерозойских толщах (Мугурское, Джебашское и др.), вулканогенно-осадочные концентрации железа — в нижнекембрийских отложениях. Магматические месторождения титаномагнетита связываются с раннекембрийскими габброидными интрузиями. Крупные скарновые и гидросиликатные месторождения магнетита приурочены к габбро-плагиогравитным и габбро-сиенитовым комплексам раннекаледонской (салаирской) и собственно каледонской (таконской) эпох. В герцинском цикле вновь появляются вулканогенно-осадочные месторождения гематита (Горный Алтай), скарновые магнетитовые месторождения (Инское и Велорецкое в Горном Алтае), а также контактово-метасоматические магнетит-гематитовые и своеобразные гидротермальные барит-флюорит-сидеритовые месторождения, связанные с герцинской активизацией каледонид (Тува).

Также разновозрастными оказываются и месторождения золота. Кварцево-золоторудные месторождения связаны с раннекембрийскими малыми габброидными интрузиями. Золоторудные месторождения скарнового и гидротермального формационных типов известны в связи с салаирскими, или раннекаледонскими, габбро-плагиогранитными интрузивными комплексами (таннуольским, ольховским, мартайгинским). Кроме того, кварц-золоторудные месторождения формируются в таконскую стадию каледонского цикла в связи с гранитоидными интрузиями. Затем известны кварц-золоторудные месторождения (с шеелитом) в связи с позднекаледонскими малыми диорит-диабазовыми интрузиями Салаира. Золотооруденение проявляется и в герцинском цикле (золотосодержащая колчеданно-полиметаллическая формация).

Известны также разновозрастные месторождения колчеданных и свинцово-цинковых руд. Подобная повторяемость месторождений одних и тех же металлов, т. е. проявление определенной унаследованности, наблюдается во многих металлогенических провинциях. Повторяемость металлического состава эндогенных месторождений в большинстве случаев нельзя ставить в зависимость от переотложения рудного вещества древних месторождений в процессе формирования последующих молодых месторождений. Такой же вывод может быть сделан и для Алтае-Саянской провинции.