CC BY
15
ИЗВЕСТИЯ
ТОМСКОГО ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ПОЛИТЕХНИЧЕСКОГО
ИНСТИТУТА имени С. М. КИРОВА
Том 166
К вопросу об амыльской, сютхольской и ишкинской
свитах западной тувы
(бассейн р. Аныяк-Оруг)
В. П. КОРОБЕЙНИКОВ
(Представлена профессором А. Г. Сивовым)
Район верхнего течения р. Аныняк-Оруг в Западной Туве — едва ли не единственное место, где четко наблюдаются нормальные стратиграфические взаимоотношения нижнекембрийских вулканогенных образований с нем,ыми толщами метаморфических <и метаморфизованных пород левобережья р. Хемчик. Эти толщи широко известны под названием устуишкинской серии верхнего кембрия [4], которая объединяет сютхольскую и ишкинскую свиты,, выделенные Г. М. Владимирским [3], и аналоги аласугсиой свиты В. А. Благонравова [1]. Краткое описание разреза и структуры этого участка имеется у Л. П. Зоненшайна [5]. Од-нако Л. П.Зоненшайн использует разрез верхнего течения р. Аныняк-Оруг для обоснования стратиграфического положения амыльской свиты, которая, согласно представлениям геологов ВАГТа, занимает положение в разрезе между вулканогенными образованиями нижнего кембрия и отложениями устуишкинской серии верхнего кембрия. Таким образом, амыльская свита, по мнению ее авторов, имеет условно средне-кембрийский возраст и играет роль связующего звена в непрерывном в 1960 году, а также детальные съемочные работы Ю. М. Коллеганова, г. Н. Спиридонова [8] и других исследователей показали, что в районе стратотипа амыльской свиты на горе Победа в верховьях р. Амыл развиты метаморфические сланцы джебарской свиты верхнего протерозоя. Никаких объективных данных для выделения этих образований в новую среднекембрийскую амыльскую свиту не существует.
Тем более интересным представляется в связи с эти^ район верхнего течения р. Аныяк-Оруг, где, по мнению Л. П. Зоненшайна, «в благоприятных структурных условиях (на, плавном периклинальном замыкании), удается проследить непрерывный разрез от нижней вулкано-генно-сланцевой толщи до аласугской свиты верхнего кембрия» [Ъу стр. 21].
По наблюдениям автора, геологическая структура участка представляет собой тектонический клин, в котором, однако, сохранилось периклинальное замыкание антиклинали, ядерная часть которой сложена вулканогенными образованиями, согласно надстраивающимися метаморфизованными терригенными осадками. Отложения, подстилающие вулканогенные образования, не выходят на дневную поверхность (рис. 1).
В сводном разрезе района принимают участие (снизу вверх):
1. Темно-зеленые, темно-серые до черных ороговикованные минда-лекаменные базальтовые порфириты с альбитизированным плагиокла-
зом в аподиабазовой основной массе. В некоторых обнажениях наблюдается слабо выраженная подушечная отдельность. В верхней части лачки имеются маломощные прослои зелено-лиловых слоистых туфов и темно-серых до черных микрокварцитов. Видимая мощность более 500 м.
2. Лиловато-серые пористые или миндалекаменные окварцованные и ороговикованные плагиоклазовые порфириты с вторичным альбитом в виде единичных фенокристаллов. Наблюдаются маломощные прослои туфогенных пород. Мощность 300 м.
ГУП/ Ш2 Ш*
Рис. 1. Геологическое строение верхнего течения реки Аныяк-Оруг. 1 — вулканогенная толща Сгп1 (пачки 1—4); 2—3 — сютхольская (?) и ишкин-ская свиты нерасчлененные (СгП]): 2 — метамор-физованные алевролиты и песчаники с прослоями сланцев (пачка 5), 3 — ритмично-слоистые мета-морфизованные песчаники и алевролиты (пачка 6); 4 — аласугская свита (Сгп2—з); о — а) нормальные границы, б) дизъюнктивы; б — элементы залегания
3. Зеленые пятнистые плагиоклазовые порфириты и их туфы. Мощность 300 м.
4. Темно-лиловые миндалекаменные эффузивы с миндалинами, выполненными хлоритом; темно-зеленые ороговикованные диабазы и диабазовые порфириты с обильной сыпью пирита, туфы диабазовых порфиритов, тонкослоистые туфогенные породы, маломощные прослои кремнистых сланцев. Мощность 200 м.
5. Серовато-л иловые и грязно-зеленые метаморфизованные плой-чатые алевролиты, алевритистые песчаники и медко-зернистые песчаники с маломощными прослоями крем.нисто-гемати,товых и кварц-хлорит-карбонатных сланцев. Мощность 400 м.
6. Зеленые ритмично слоистые метаморфизованные эпидот-поле-вошпат-карбонатные,, кварц-хлорит-эпидот-карбонатные песчаники и алевролиты с волнисто-изогнутыми, поверхностями щапластования. Мощность 400—500 м.
7. Грязно-зеленые, серо-зеленые и салатно-зеленые слоистые и тонкослоистые слабо метаморфизованные алевролиты, мелко- и среднезер-нистые полимиктовые песчаники. Мощность 300 ли
8. Голубовато-зеленые массивные мелкозернистые кварц-полевошпатовые песчаники, серовато-лиловые алевролиты, лиловые и зеленые филлиты. Мощность 500 м.
9. Зеленые и лиловые ритмично чередующиеся песчаники и алевролиты. Мощность 200 м.
10. Зеленые и лиловые ритмично чередующиеся конгломераты, песчаники и алевролиты. Конгломераты средне-крупногалечные, цемент песчаный, галька состоит из песчаников, кварцитов, красных яшмоидов, кварца, мраморизованных известняков, туфов, гранитоидов. Мощность 800 м.
Эффузивы и туфы пачек 1—4 выделяются автором в вулканогенную толщу нижнего кембрия. Следствием активного воздействия на эти образования Шапшальского плутона верхнекембрийской гранитоидной интрузии является весьма интенсивно проявленный контактовый метаморфизм. Контактово-метаморфические преобразования пород вулканогенной толщи выражаются в их окварцевании и ороговиковании. Частично они утратили свои первичные состав и структуру. Тем не менее, как явствует из краткого описания разреза, вулканогеннная толща по своему составу весьма близка спилит-диабазовым образованиям Куртушибин-ского хребта, являющимся стратиграфическими аналогами нижнемонок-ской свиты северного склона Западного Саяна. С другой стороны, как справедливо отмечает Л. П. Зоненшайн [5], вулканогенная толща Аны-як-Оруга существенно отличается от нижнекембрийских отложений офи-олитовых поясов, образующих чингинскую свиту. Эти отличия выражаются в характере- складчатости, отсутствии в составе вулканогенной толщи Аныяк-Оруга мощных горизонтов кварцитов и кремнистых сланцев и в отсутствии гипербазитов в поле развития пород этой толщи. Таким образом, вулканогенная толща низов Аныяк-Оругского разреза сопоставляется с нижнемонокской свитой Западного Саяна и условно помещается на уровень баградского горизонта по унифицированной схеме 1965 года.
Отложения пачек 5—6 согласно надстраивают вулканогенную толщу и подразделяются по Л. П. Зоненшайну на аналоги амыльской свиты нижнего-среднего кембрия и нерасчлененные отложения сютхольской и ишкинской свит верхнего кембрия. К обоснованию стратиграфического положения этих отложений мы вернемся несколько позже, после рассмотрения перекрывающих слоев.
Последние составляют пачки 7—10 приведенного разреза и совершенно согласно, с постепенными переходами, залегают на подстилающих образованиях, отличаясь от 'них меньшей степенью метаморфизма и ясно выраженным ритмичным строением, своей, верхней части (пачки 9—10). Несколько затруднительным представляется проведение границы между этим комплексом и подстилающими породами. В частности, это касается алеворлитов и песчаников пачки 7, поскольку очевидно, что при подобных соотношениях монотонных, невыразительных по внешнему облику и составу пород всякое проведение границ является в значительной мере условным.
Основываясь на результатах съемочных работ Т, С. Гостевой и личных наблюдениях, Л. П. Зоненшайн относит отложения, соответствующие пачкам 7—10 приведенного автором разреза, к аласугской свите верхнего кембрия. Поскольку это название применительно к верхней части комплекса флишоидных осадков левобережья р. Хемчик уже утвердилось в геологической литературе и в серийных легендах, можно согласиться с Л. П. Зоненшайном и применить это наименование для отложений верхней части Аныяк-Оругского разреза. При этом необходимо иметь в виду, что аласугская свита в Западной Туве и в Западном Сая-не выделяется лишь на основании литологичеекого сходства соответствующих отложений с комплексом осадков собственно аласугской свиты В. А. Блашнравова [1]„ выделенной цм в, Восточной Туве из сос-
тава кемтерекской формации А. Г. Сивова [10]. Ряд обстоятельств, которые излагались нами ранее [9], а также некоторые соображения структурно-тектонического характера заставляют 1нас относить нижнюю часть аласугской свиты к среднему кембрию, а всю свиту в целом считать средневерхнекембрийской и сопоставлять ее, вслед за В. А. Благо-нравовым [1], с арбатской свитой северного склона Западного Саяна. Таким образом, считая на основании литологического сходства алевролиты, песчаники и конгло,мераты пачек 7—10 Аныяк-Оругского разреза аналогами аласугской свиты, мы условно принимаем среднекемб-рийский возраст этих отложений.
Возвращаясь к подстилающим образованиям пачек 5—6, следует подчеркнуть, что, во-первых, они занимают положение между вулканогенной толщей низов нижнего кембрия и низами аласугской свиты Западной Тувы условно средне- верхнекембрийского возраста; во-вторых, они имеют мощность не более 1000 м1) и представляют собой, по сути дела, однородную толщу, которая с большим трудом может быть условно подразделена по литологическим признакам на две части: нижнюю — метаморфизованные плойчатые песчаники и алевролиты с прослоями зеленых метаморфических сланцев, и верхнюю — несколько слабее метаморфизованные ритмично слоистые песчаники и алевролиты. Согласно представлениям Н .Н. Хераскова и Л. П. Зоненшайна [5] амыльская свита «имеет очень своеобразный состав», который определяется кварц-серицитовыми, кварц-хлорит-карбонатными, кварц-хлорит-альбитовыми, хлорит-эпидот- актино'литовыми метаморфическими сланцами, кремнисто-хлоритовыми сланцами, порфиритоидами и микрокварцитами мощностью обычно не менее 3000 м. Уже из этой краткой характеристики совершенно очевидно вытекает, что в Аныяк-Оругском разрезе не находят себе места аналогичные образования подобного состава и мощности. Если к тому же учесть, что, согласно представлениям геологов ВАГТа, между амыльской свитой среднего кембрия и аласугской свитой верхнего кембрия в непрерывном разрезе нижнего палеозоя Западного Саяна залегают отложения сютхольской и ишкинской свит, каждая из которых характеризуется весьма значительными мощностями, то невозможность выделения всех этих трех подразделений в непрерывном разрезе бассейна р. Аныяк-Оруг не вызовет никаких сомнений.
С точки зрения автора, в этом разрезе, который можно считать одним из опорных при стратификации немых флишоидных толщ Западной Тувы, выше вулканогенной толщи и, соответственно, ниже аналогов аласугской свиты следует выделять толщу метаморфизованных песчаников и алевролитов, которую, отдавая дань традициям, можно считать не-расчлененными сютхольской и ишкинской свитами. Возраст этих отложений вероятно будет определяться рамками санаштыкгольского и об-ручевского горизонтов нижнего кембрия, так как они согласно лежат на наиболее вероятных аналогах нижнемонокской свиты и согласно перекрываются предполагаемыми аналогами арбатской, свиты северной части Западного Саяна. Таким образом, эти отложения в возрастном отношении ближе всего соответствуют верхнемонокской свите Северо-Саянской зоны.
Весьма низкая степень метаморфизма отложений нижней части этой толщи и незначительная мощность ее в целом, по сравнению с разрезами устуишкинской серии в бассейнах р. Алды-Ишкин—Усту-Ишкин заставляют поставить вопрос о правомерности выделения сютхольской
В юго-восточной части района (рис. 1) видимая мощность соответствующих отложений достигает величины порядка 1500—1800 м. Однако структура этих слоев не вполне ясна, и истинная их мощность может оказаться значительно меньше (прим. автора).
свиты в составе кембрийской системы,, ниже отложений ишкинской свиты, которая, по Г. М. Владимирскому [3], согласно надстраивает сютхольскую. Внимание исследователей неоднократно привлекала цифра абсолютного возраста 1115 млн. лет, полученная аргоновым методом для сланцев сютхольской свиты района ее типичного развития {6]. Основываясь главным образом на этом определении, Т. Н. Иванова [7], В. В. Белинский и А. П. Щеглов [2], М. А. Черноморский2) склонны считать отложения сютхольской свиты докембрийскими,.
С нашей точки зрения, в составе отложений, выделяемых в настоящее время в качестве сютхольской свиты, искусственно объединяются разновозрастные отложения: часть из них (например, в бассейне р. Аны-як-Оруг) имеет нижнекембрийский возраст, а другая часть является аналогами джебашской свиты верхнего протерозоя. Следует сразу же оговориться, что все сказанное относительно стратиграфического положения ишкинской и сютхольской свит относится только к отложениям левобережья р. Хемчик. Что касается метаморфических сланцев, развитых -вдоль северной части Куртушибинского хребта и выделяемых геологами ВАГТа в качестве сютхольской ишкинской свит, то мы считаем, что они являются верхнепротерозойскими и образуют меньшую южную ветвь джебашского выступа [9].
Таким образом, можно полагать, что в юго-западной части Западного Саяна, выделяемой нами как Аксугский прогиб [9], существовала зона (бассейн р. Аныяк-Оруг), в которой осадконакопление происходило непрерывно в течение всего кембрийского периода. Эту зону можно рассматривать как область устойчивого компенсированного прогибания с проявлениями подводного вулканизма в начале нижнего кембрия и терригенным флишоидным осадконакоплением, происходившим с середины нижнего до конца верхнего кембрия, а возможно, и начала ордовика. В восточной части Аксугского прогиба 1нижнекембрийские вулканогенные образования отсутствуют, что обусловлено, по-видимому, преобладанием восходящих движений этой области в рацнем кембрии. Однако со второй половины нижнего кембрия здесь также происходило прогцбание, и на территории Аксугского прогиба существовал единый морской бассейн, окончательное замыкание которого произошло в послеаласугское время.
ЛИТЕРАТУРА
1. В. А. Б л а г о н р а в о в. Об аласугской и систигхемской свитах бассейнов рек Систиг-Хема, Узы, Чаваша, Ала-Суга. Труды ВАГТ, вып. 5, 1959.
2. В. В. Белинский, А. П. Щеглов. Вулканогенно-оеадочные формации Западного Саяна. Геология и геофизика, № 9, 1965.
3. Г. М. Владимирский. Новые данные по стратиграфии палеозоя западной части южного склона Западного Саяна. Инф. сб. ВСЕГЕИ, № 21, 1959.
4. Г. М. Владимирский, М. А. Черноморский. Складчатые структуры верхнекембрийских (?) отложений левобережья р. Хемчик в Западной Туве. Тр. ВСЕГЕИ, нов. сер., т. 58, 1961.
5. Л. П. 3 о н е н ш а й н. Тектоника Западного Саяна. Госгеолтехиздат, 1963.
6. Т. Н. Иванова, Н. И. Полевая, Г. М. Владимирский, Э. Ф. Д о-р о ф е е в а, Д. М. Орлов, Е. К- Станкевич, В. А. У н к с о в. Абсолютный возраст некоторых магматических и метаморфических пород центральной части Алтае-Саянс-кой области. Тр. ВСЕГЕИ, нов. сер., т. 58, 1961.
7. Т. Н. И в а н о в а. Структурно-фациальное районирование Тувы для эпохи раннего и начала среднего кембрия. Труды ВСЕГЕИ, нов. сер., т. 58, 1961.
8. Ю. М. Коллеганов, Г. Н. Спиридонов. Новые данные по магматизму, стратиграфии и тектонике северо-восточной части Западного Саяна. Матер. конф.НТО горное. Минусинск, 1964.
9. В. П. К о р о б е й н и к о в, В. М. Исаков. К тектонике и стратиграфии метаморфических комплексов докембрия и кембрия Западного Саяна. Тр. СНИИГГИМС вып. 34, 1965.
10. А. Г. Си вов. О «нижнем силуре» Западного Саяна. Изв. Томского индустриального ин-та, т. 62, вып. 1, 1944.
2) Личное сообщение.
