CC BY
17
ИЗВЕСТИЯ
ТОМСКОГО ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ПОЛИТЕХНИЧЕСКОГО Том 65, в. 2 ИНСТИТУТА имени С. М. КИРОВА 1950 г.
* МАТЕРИАЛЫ К СТР4 ТИГРАФИИ И ТЕКТОНИКЕ СЕВЕРО-ЗАПАДНОГО АЛТАЯ
Ю. А. КУЗНЕЦОВ Общий план- структуры Северо-Западного Алтая
Район Северо-Западного Алгая представляет весьма интересную в тектоническом отношении область смыкания структур Горного и Рудного Алтая. Граница между этими структурами может быть проведена по течению р. Локтевки и верховьям р. Белой.
Северо-восточная часть описываемого района, которая может быть по своим особенностям отнесена к структуре Горного Алтая, сложена в основном песчано-сланцевыми толщами низов ордовика, собранными в крутые складки изменчивого простирания и сильно рассланцованными, причем изменчивость простирания обусловлена, видимо, в основном перестройкой ее основных складок в связи с болёе поздними движениями. На размытой поверхности ордовика в синклинальных прогибах местами сохранились известняково-сланцев'ые толщи готланда, рисующиеся на карте частью в виде неправильных лапчатых пятен (бассейн р. Ини) в случае пологих структур, частью в виде вытянутых в северо-западном направлении пережатых синклиналей. Несколько' особняком стоит широтная курьин-ско-маралихинская синклинальная структура, сложенная отложениями верхов ордовика, готланда и девона.
Юго-западная часть района является составной частью и северным продолжением грабена Рудного Алтая [8; 2; 12; 13]. Этот участок отличается полным выпадением в стратиграфическом разрезе отложений готланда и широким развигйем девонских и нижнекарбоновых толщ. Только здесь проявляется массовое развитие порфировых интрузий змеиногорского комплекса. В южной части этого участка, южнее саввушинского гранитного массива, отчетливо вырисовывается широкая, северо-западного простирания антиклинальная структура, ядро которой сложено метаморфическими толщами низов ордовика ('кембросилура, по Нехорошеву) и ин-трудировано громадным плутоном алеиских плагиоклазовых гранитов, а крылья, осложненные рядом дополнительных складок, сложены средним и верхним девоном и нижним карбоном. Структура участка севернее саввушинского плутона неясна из-за слабой обнаженности и интенсивной рассланцовки всех формаций. Здесь намечается широкая синклинальная структура девона в районе Н. фирсовой, с осью, погружающейся на север, и антиклиналь северо-западного направления, сложенная низами ордовика, проходящая примерно через с. Ивановка. Обращает на себя внимание то, что структура Рудного Алтая значительно более насыщена интрузивными телами, чем структура Горного Алтая.
Структуры Горного и Рудного Алтая, как это давно известно [2; 12; 13], отделены друг от друга мощным дизъюнктивом, известным в литературе под названием „таловско ульбинского надвига" [2], сопровождающегося широкой „северо-восточной зоной смятия" [12]. По данным Бубличенко и Нехорошева ,таловбко-ульбинскиЙ надвиг проходит из бассейнов рр. Уль-
бы и Убы через верховья рр. Белой и Локтевкй на р. Таловку и д. Ивановку. Исследования автора показали, что в районе Ивановки действительно есть несколько зон смятия, проходящих с северо-западным простиранием внутри песчано-сланцевой толщи низов ордовика, но главное нарушение, приводящее в непосредственное соприкосновение самые разновозрастные формации, проходит вдоль р. Локтевкй до с. Курьи, где дугообразно изгибается на северо восток и уходит на р. Чарыш в район с. Озерки, Поэтому правильнее было бы этот дизъюнктив называть лок-тевско-ульбинским надвигом. Но надо сказать, что надвиговая природа его сомнительна. Как мы увидим ниже, это типичный „глубинный разлом" в том смысле, как этот тип структур понимает Пейве [16]. В районе с. Курьи, в зоне перегиба, локтевско-ульбинский „надвиг" или, правильнее, »глубинный разлом" разветвляется на множество частных разломов* взаимно связанных друг с другом, чем и обусловлена исключительно сложная чешуйчатая структура этого участка. Сложный и не всегда ясный характер движений по этой зоне привел в непосредственное соприкосно-. вениё кристаллические известняки докембрия, песчаники и сланцы ордовика и готланда, эффузивы верхнего девона и даже известняки нижнего карбона. Локтевско-ульбинский глубинный разлом главным образом со стороны грабена Рудного Алтая сопровождается широкой зоной смятия,, в пределах которой все осадочные породы интенсивно рассланцованы в северо-западном направлении, а изверженные—испытали сильнейший ка-таклаз. На широте с. Курьи направление сланцеватости веерообразно расходится- и в зоне, примыкающей к шву разлома, плавно меняет простирание на северное и затем северо восточное.
С юго-запада структура Рудного Алтая отделена от структуры Кал-бикского хребта аналогичным „иртышским надвигом* [2],1) сопровождающимся »иртышской зоной смятия" [13].
Курьииско-маралихинская синклиналь с юга обрезана отчетливо выраженным широчным дизъюнктивом (семеновский надвиг по Бубличенко) [2], который» будучи заложен раньше локтевско ульбинского, отчетливо срезается последним. Кроме этих главных нарушений, определяющих общий план структуры всего района, фиксируется большое количество мелких разломов, а также мелких зон смятия.
Стратиграфия Северо-Западного Алтая
Докембрий
Вопрос о. наличии докембрия в пределах Северо-Западного Алтая до самого последнего времени громадным большинством работавших здесь геологов не только подвергался сомнению, но и решался в отрицательном смысле в самой категорической форме [12]. Однако более детальные исследования последних лет заставляют изменить эти привычные представления. В результате исследований 1942—43 гг. автор выделил белореченскую формацию, состоящую из серых сланцеватых мраморов и переслаивающихся с ними филлитов, которая прослежена вдоль р. Локтевкй южнее с. Курьи в виде сравнительно узкого тектонического клина, зажатого в зоне локтевско-ульбинского глубинн >го разлома. По степени метаморфизма, особенностям внутренней тектоники и полному отсутствию фауны белореченская формация резко отличается от верхнесилурийских отложений, вообще говоря, близких по лигологическому составу и образующих такие же клинья в той же тектонической зоне. Древний возраст
*) Вероятно, являющимся также глубинным разломом, судя по значительному различию стратиграфических колонок палеозоя Калбы и Рудного Алтая (ЮК).
белореченской формации доказывается наличием гальки серых сланцеватых мраморов, характерных для этой формации, в конгломератах нижнего силура, а так как кембрий Алтая характеризуется совершенно иным диалогическим содержанием, то совершенно естественным является предположение о докембрийском возрасте белореченской формации, которая поразительно напоминает карбонатно-сланцевые толщи докембрия Восточного Алтая и Кузнецкого Алатау.
Силур
Достоверных кембрийских отложений в северо-западной части Алтая неизвестно, силурийские же пользуются широким развитием, причем среди них отчетливо выделяется по крайней мере пять самостоятельных формаций, отделенных друг от друга тектоническим^ перерывами и угловыми несогласиями.
Наиболее древней из силурийских отложений, относящейся к низам ордовика, является мощная и широко распространенная толща, описывавшаяся под названием „кембро-силура 1 и „нижнего силура" (Нехорошее и другие геологи ЦНИГРИ) или зеленофиолетовой формации [1; 18]. Имелись попытки расчленить эту толщу. Так, в работах Нехорошева описывается и выделяется на картах: а) кембросилур (метаморфическая свита) и б) фаунистически охарактеризованный нижний силур, причем одновременно оказывается, что отложения нижнего силура лежат на кембросилуре согласно, литологически же они друг от друга неотличимы. Винкман и затем Баклаков [Î] расчленяют эту толщу на а) зеленофиолетовую и б1* пе-строцветную формации, отделенные друг от друга тектоническим перерывом. Исследования автора показали, что нет никаких оснований для расчленения этой мошной и очень однородной толщи. Эта толща, по своему возрасту относящаяся к самым низам нижнего силура, характеризуется прежде всего своей пестроцветностью и состоит из мощных горизонтов песчаников, чередующихся с алевритовыми и пелитовыми сланцами, причем среди песчаников нередки горизонты конгломератов, исключительной редкостью являются известняки, Алеврито-пелитовые горизонты характеризуются зелеными и лиловыми окрасками, всегда тонко осланцо-ваны и даже филлитизированы. Песчаники более массивны, первичная окраска бурая, лиловобурая, зеленосерая. Характерны плохая окатанность обломочного материала и полимиктовый его состав. Обычны песчаники с крупными обломками листоватых аргиллитов, являющиеся типичными брекчиями усыхания [7]; которые Винкман неправильно интерпретирует как конгломерату с галькой филлитизированных сланцев. Собственно конгломераты состоят из гальки преимущественно микрокварцитов, к которым примешивается галька песчаников, сланцеватых мраморов, типичных для белореченской формации, кварцевых диоритов, микрогранитов и кварцевых альбит-порфиров. В составе этой пе^троцветной толщи Никоно-вым [15] в разрезе по Бугрышихе обнаружена трилобитовая фауна Ме-galaspis cf. planilambata An g. и Атрух, указывающая на аренигский возраст толщи. Другая точка с фауной плохо сохранившихся брахиопод, трилобитов и кораллов нижнесилурийского облика обнаружена по р. Гор-новке в 1,5 км ниже д. Михайювки. Мощность описанной толщи весьма значительна и, вероятно, достигает нескольких километров. Она залегает в общем полого, но сопрана в мелкие складки второго порядка, местами открытые, местами сильно пережатые. Простирание слоистости меняется в различных участках. Регионального метаморфизма эта толща не испытала и только поражена ра^сланцовкой, причем только в зонах наиболее интенсивного осланцевания проявляется некоторый метаморфизм.
3. Изв. ТПИ, т. 65, в. 2.
33
К верхам ордовика относится описанная автором из района пос. Батун костинская формация. Она прослежена в виде сравнительно узкой, вытянутой в широтном направлении полосы вдоль семеновского надвига, причем отделена дизъюнктивами с одной стороны от песчано-сланцевой толщи низов ордовика, с другой—бт основных эффузивов верхнего девона. Костинская формация сложена в основном зелено-серыми известковистыми песчаниками и мергелями с рядом прослоев песчанистых известняков и мелкогалечниковых конгломератов. Известняки иногда переполнены прекрасно сохранившейся фауной брахиопод и трилобитов, среди которых определены: Тппойиз 5/?., НотсйотСоЫз Бр., Те1аркиз зр.г 01ар1штз я/?., СуЬе1е эр., РкасорЬйае, ИарЫоркопйае, Азаркиз 5/?., Скеиатз зр., Бркае-гос/госиз зр., Тппис1еаз зр.' Возраст фауны ограничивается нижним силуром, причем вероятнее верхней его частью (ландейло или караюк). Мощность формации ( в неполном разрезе) не менее километра. В конгломератах костинской формации имеется много гальки песчаников и сланцев нижнеордорикских отложений с реликтовыми текгоноструктурами, что свидетельствует о значительном перерыве и проявлении складчатости между временем накопления нижнеордовикских слоев и отложением костинской формации. Тут же, около пос. Батун, костинская формация трансгрессивно перекрыта базальными горизонтами среднего девона, представленными рифовым „мурзинским" известняком (см. ниже).
Отложения готланда широко распространены в северо-восточной части описываемого участка, т. е. в пределах Горного Алтая, но совершенно отсутствуют в зоне Рудного Алтая. Они повсюду налегают трансгрессивно на нижний силур, причем в составе готланда выделяются достаточно отчетливо три формации, отделенные друг от друга несогласиями
По наблюдениям Никонова [15] в Тигерецко-Чинетинском районе отложения готланда начинаются толщей черных сланцев с Monograptus рпойоп Вгоп., имеющей около километра мощности. Граптолитован фауна достаточно точно определяет, тараннонский возраст этих сланцев. Черные сланцы, по Никонову, перекрываются известковистыми песчаниками и мергелями с прослоями конгломератов и известняков с брахиоподами и кораллами. Аналогичные черные сланцы с несколько более древней (ландо-вери) граптолитовой фауной СИтасоёгарЫз обнаружены в бассейне р. Черемшанки. В других районах Северо-Западного Алтая черные сланцы отсутствуют, и верхний силур прямо начинаезся чрезвычайно пестрой по своему составу толщей мергелистых сланцев, известковистых песчаников и известняков с На1уз11ез, ИеИоШез и т. д., в основании которой имеются конгломераты с кварцевой галькой. Эти отношения позволяют говорить о значительном размыве перед отложением мергелисто песчано-известня-ковой толщи, уничтожившем черные граптолитпвые сланцы на большей части Северо Западного Алтая, и дают возможность выделять-.последние в самостоятельную формацию (ханхарская по Усову [18]).
Значительно более широким развитием пользуется упомянутая выше пестрая толща мергелей н песчаников с многочисленными, но тонкими горизонтами известняков, повидимому, достигающая мощности^ несколько километров. Она может быть выделена под названием ануйской формации [18]. Интересно, что с продвижением к западу в составе ее увеличивается количество известняков и, например, в разрезах по р. Белой (приток Локтевки) зафиксировано было 7 горизонтов известняков суммарной мощностью около 600 м, при общей мощности (неполной) формации в 2 км.
Венчается разрез готланда в Северо Западном Алтае массивными известняками чагырской формации с СопсМйшт Knighti 5о\у., ГаъозИез, Не-ИоШез, На1узИез% мощностью до 400 м и имеющей возраст венлока. Ча-гырские известняки ложатся отчетливо трансгрессивно на более древние толщи, что было установлено Бубличенко [2] и Винкман, хотя очень
часто без конгломератов в основании. Последнее обстоятельство й заставило в свое время Елисеева [4] признать полого залегающие поля чагыр-ских известняков за шарьяжные покровы.
Отложения готланда в Северо-Западном Алтае дислоцированы значительно менее интенсивно, чем нижнеордвикские, причем для них очень характерны брахискладки, крылья которых, впрочем, часто осложнены дополнительными складками, иногда очень сжатыми.
Девон
Отложения девона/Северо-Западного Алтая разбиваются на два типа, сильно отличающиеся друг от друга по составу и характеру разреза. .Один из них развит в пределах Рудного Алтая—это змеиногорское поле девона, другой—в пределах глыбы Горного Алтая, в северо-восточной части района—курьинское поле девона. Друг от друга они отделены упомянутым выше глубинным разломом, сопровождающимся известной северо-восточной зоной смятия [12]..
Девон змеиногорского поля начинается лосихинским горизонтом, состоящим из конгломератов в основании, а выше—туфов, зеленоватых мергелей, песчаников и известняков. Мощность горизонта около 80 м. В песчаниках встречаются многочисленные ядра Spirifer freguens Bubi., Strophonella anaglipha Kays, и др; в известняках—Spirifer daleidensis Stein., Sp. freguens Bubi, и др. Эту фауну Петц [17] относил к коб-ленцкому ярусу нижнего девона, но более поздние исследования Бубли-ченко [3] показали несколько более молодой ее возраст, именно—низов среднего девона. Впрочем, определения Бубличенко вызывают возражения со стороны Халфина [19], который считает более правильными возрастные определения Петца. Наличие Pleurodictium в известково-г^инистых сланцах района Черепановского рудника также указывает на возможность кобленцкого возраста базальных горизонтов девона. Но так или иначе, наличие крупного перерыва, охватывающего во времени конец готланда и начало девона, для Северо-Западного Алтая несомненно, поскольку ба-зальные горизонты девона повсюду налегают с угловым несогласием на песчано-сланцевой толще ордовика, причем верхний силур в пределах Рудного Алтая отсутствует совершенно.
Выше лосихинского горизонта в змеиногорском районе лежит мощная эффузивно-туфовая толща, состоящая из туфов, туфогенных песчаников и сланцев, яшм и покровов кварцевых и бескварцевых кератофиров, спи-литов, альбитовых диабазов. Основные эффузивы перемежаются с кислыми, но сосредоточиваются в нижних частях разреза. Осадочные породы в разрезе занимают совершенно подчиненное положение. Суммарная мощность среднего девона превосходит 2 км.
Фаунистически характеризованные верхнедевонские отложения развиты юго-западнее Змеиногорска, в районе поселков Раздольного и Ca марки. Здесь среднедевонская эффузивно-туфовая толща перекрыта розовыми рифовыми известняками мощностью 70—75 м, которые отделяются маломощным прослоем известловистого туфа о\ вышележащих красных массивных известняков 50 м мощностью. Последние перекрыты черными углистыми сланцами с бухиоловой фауной, а затем эффузивно-туфовой толщей, сложенной лиловыми кв. порфиритами, мандельшгейнами, диабазами и их туфами с видимой мощностью 180 м. Оба горизонта известняков и черные углистые сланцы содержат обильную фауну франского яруса, причем особенно характерна фауна бухиол: Buchiola retrostriata Buch., В. cf. conversa Clarke, В. altaica п. spPosidonia mesacostalis Wisé, позволившая Халфину точно определить нижефранский возраст горизонта черных сланцев [20]. Общая мощность верхнего девона в Рудном Алтае
достигает 4,5 нщ но в описываемой северной его части верхний девок вилимо в значительной степени размыт, будучи представлен преимущественно основными эффузнвами и их туфамй.,' которые в отличие от средне-девонских находятся в диагнетизированном состоянии.
В пределах змеиногорского поля отло&ения девона слагают крупную антиклинальную складку общего северо-восточного простирания» крылья которой осложнены дополнительными, иногда крутыми складками» а в ядре выступают породы нижнего силура и располагается алейский пла-гиогранитный массив.
Совершенно иной разрез девона мы имеем в районе с. Курьи, т. е. в пределах структуры Горного Алтая. По данным автора, здесь девонские отложения трансгрессивно и с резким угловым несогласием налегают на породы нижнего силура, образуя пологую широтную синклинальную складку, южное крыло которой обрезано семеновским надвигом.
Базальный горизонт девона представлен мурзинскими известняками и известняковыми конгломератами, мощность которого меняется от 100—-200 метров до метра и меньше. Это типичная рифовая фация, в которой: массивные известняки, переполненные кораллами и строматопорами, по простиранию сменяются конгломератовыми известняками с частично окатанной галькой известняков и с известняковым цементом, содержащим ту же самую фауну, а затем—настоящими конгломератами с хорошо окатанной галькой известняка и чуждых пород. Параллельно с таким изменением:; горизонта уменьшается и его мощность, причем местами он совсем выклинивается. По определениям Радугина, обрабатывавшего сборы Бакла-кова [1], мурзинские известняки (д. Акимовка) содержат фауну Cyathophyllum ex gr. С. caespitosum, Amphypora ramosa Phill., Amphyuora compacta n. sp.t Am. dimorphica n. sp., Actinostroma stellulatum Nic., Ac. aporosa n. sp. и др. и имеют среднедевонский возраст. Палеонтологический кабинет ЗСГУ по сборам автора на основании присутствия в мурзинских известняках Cyathophyllum cf. vogulicutn В., С. aff. beloniense Е. H.t Atrypa kadzielniae Gür. и губок *из сем. Tituswillidae дает заключение о возрасте горизонта в пределах Dz2—D33. По заключению Яворского фауна стромато-пор (определены Clathrodiction incuboner Javor., Stromatopora concéntrica Goldf., Hermatostroma sp.) носит облик среднего девона и даже * верхней его половины.
Мурзинский известняк повсюду совершенно согласно перекрывается акимовской свитой, имеющей мощность 800—9Q0 м и состоящей из серых известковистых песчаников и мергелей, содержащих обильную фауну брахиопод и растительные остатки, причем в одном случае 3apei истриро-ван горизонт кораллового известняка (таловский известняк), залегающего согласно с песчаниками. Ломовипкая в сборах автора установила в акимовской свите наличие ряда видов из родов и семейств Atrypay Chonetes, Spiriferidae, Pentameridae и т. д. Все определенные формы являются близкими, но не тождественными с описанными в литературе, и фауна имеет эндемичный характер. Основываясь на вертикальном распространений форм, Ломовицкая приходит к выводу, что возраст акимовской свиты лежит в пределах D¿x—D\. Наряду с брахиоподами песчаники акимовской свиты содержат растительные остатки Rhombodendron sibiricum Chach., Archaeophyton sp.> Calamophyton sp.
В районе -с. Курьи акимовская свита согласно перекрыта известным в литературе курьинским, известняком с мощностью около 300^ м> причем выше его стратиграфически вероятен еще мощный горизонт известняка, отделенный от нижнего прослоем зеленовато-бурых мергелей. Фауна курь-инских известняков описана еще Петцем [17], который определил отсюда Pachypora cervicornis В 1 a i n w., Cyathophyllum vermicularae G o 1 d f í., C. darwinii Frech. и др. и пришел к заключению о среднедевонском ее
f
возрасте (стрингоцефаловый ярус). Следует ofMöTHTb, что известняки Сурьей сопки, которые Петц сопоставлял с курьинскими известняками, в действительности представляют собой базальные горизонты девона (мур-зинский известняк). В списке фауны!йурьинских известняков, приведенном в одной из работ Нехорошева . [i 1], приводятся новые определения брахиопод: Spirifer inflatus Schur., Rhynchonella gracilis G ii г., Rh. pa-rallelepipeda Bron., Productella subaculeata Murch., Cyriina heteroclita DefrPentamertis acutiiobatus Barr., Scendium ajf. polonicum G ü г. и др., «одТверждающие вывод Петца о стрингоцефаловом возрасте фауны.
Всю эту толщу, состоящую из мурзинского известняка, акимовской свиты и курьинского известняка, автор объединяет в мурзинскую формацию, суммарная мощность которой, таким образом, достигает в среднем 1,5 км. Возраст мурзинской формации в целом, повидимому, чукла-дывается в пределах живетского яруса среднего девона.
Вероятный верхний девон в Курьинском районе представлен кукуйской эффузивной формацией, которая ясно налегает со скрытым несогласием на курьинские известняки. В составе кукуйской формации принимают участие разнообразные туфовые образования, роговообманковые и пироксеновые порфириты красных, лиловых, зеленых и черных тонов, т. е. находящихся в диагнетизированном состоянии. В основании формации лежат красные туфы и аггломераты, часто с обломками курьинского известняка, а в верхних горизонтах имеется тонкий прослой темносерого немого известняка с черными кремнями. Мощность кукуйской формации достигает 1 км.
Таким образом, в Курьинском районе совершенно отсутствует эффузивная альбитофиро-спилитовая толща с лосихинским горизонтом в основании, а в Змеиногорском—вся мурзинская формация. Трудно предполагать синхронность этих толщ. Этому противоречит их литологический состав и фаунистическая характеристика. Вероятно, мурзинская формация моложе среднедевонской эффузивной толщи Змеиногорского района, и в этом случае здесь необходимо предполагать значительный перерыв между накоплением последней и формированием верхнедевонских толщ, отвечающий накоплению и затем размыву эквивалентов мурзинской формации. Таким образом, история развития двух соседних участков—Змеиногор ского и Курьинского—во время силура и девона была существенно различной, а это может найти себе объяснение только наличием глубинного разлома на границе между этими участками и разнозначными колебательными движениями соседних глыб Горного Алтая и Рудного Алтая, обусловившими совершенно различный характер разрезов силура и девона в этих структурах.
Карбон
Отложения карбона пользуются ограниченным распространением в "Северо-Западном Алтае. Повидимому,-самые низы карбона и переходная девоно-карбоновая толща (тарханекая свита) слагают широкое поле в верховьях р. Алея. Здесь закартирована монотонная толща глинистых сланцев, переслаивающихся с эффузивами, лишенная органических остатков. Девоно-карбоновый и нижнекарбоновый ее возраст устанавливается точно по палеонтологическим данным уже на территории Казахстана в сбассейне р. Убы, куда она протягивается непрерывно по простиранию.
Небольшой тектонический клин зеленовато-черных глинистых сланцев yCFenestella и Poly рога констатирован по р. Глубочанке, притоку М. Белой.
В районе с. Курья в зоне перегиба локтевско-ульбинского глубинного -разлома автором закартированы три изолированные тектонические чешуи, сложенные известняками нижнего карбона, Видимая мощность известна-
ков около 200 м. Они содержат обильную фауну кораллов и брахиопод нижнекарбонового типа, причем турнейский возраст (бухтарминская свита) Нехорошевым [10; 12] устанавливается уверенно.
История развития Северо-Западного Алтая
.Состав формаций, их внутренняя структура и взаимоотношения между ними позволяют наметить длительную и сложную историю развития Северо-Западного Алтая и в частности ряд фаз складчатости, проявившихся* здесь.
Сохранилось очень мало документов, свидетельстбуюших о докемб-рийской истории района, и можно говорить только о том, что в верхнем докембрии в Северо-Западном Алтае имело место накопление мощных и однородных толщ известняков и глинистых сланцев, столь типичных для протерозоя Восточного Алтая и Кузнецкого Алатау. В промежуток времени, охватывающий верхний протерозой и весь кембрий, вероятно, укладывается ряд складчатостей, сопровождавшихся и интрузивной деятельностью. Во всяком случае, в конгломератах мощной песчано-сланце-вой толщи низов ордовика (кембросилура) присутствует уже галька сланцеватых мраморов с реликтовыми тектоноструктурами, типичными для белореченской формации вероятного протерозоя, а также галька интрузивных пород.
Начиная с нижнего ордовика, история развития Северо-Западного Алтая становится более ясной. В это время, возможно захватывая верхний кембрий, в мелководном геосинклинального типа бассейне накапливается мощная многокилометровая толща песчаников, алевритов, конгломератов с очень редкими прослоями известняка, вероятно, кластическога происхождения. Характерен полимиктовый состав песчаников, типичный для геосинклинальных толщ вообще, причем обилие обломков полевых шпатов и обломков эффузивных пород в составе песчаников говорит только о размыве каких-то более древних эффузивных толщ, вероятно» кембрийских, причем материал этот приносился издалека, так как в составе конгломератов галька соответственных эффузивов отсутствует. Неправильным поэтому является представление о туфогеновом характере песчано-сланцевызс толщ кембросилура и нижнего силура, обычное для многих геологов, работавших в Рудном Алтае. Никаких проявлений вулканической деятельности во время отложения кембросилурийских или нижнесилурийских толщ в Северо-Западном Алтае нет. Вся эта песчано-сланцевая толща собрана в пережатые складки преобладающего северозападного, но изменчивого, вообще говоря, простирания, в фазу складчатости, имевшую место где-то в середине ордовика и известную у сибирских геологов под названием западно-алтайской фазы. В Северо-Западном Алтае нет никаких признаков проявления интрузивной деятельности в связи с этой фазой, и легкий метаморфизм ее имеет дислокационный характер или же связан с .контактовым воздействием значительно более юных интрузий.
В верхах ордовика в Северо-Западном Алтае снова устанавливается морской режим, причем в отличие от нижнеордовикских толщ костинская формация, имеющая возраст в пределах ландейло-карадок, формировалась уже в условиях открытого моря, при поступлении с континента хорошо сортированного по составу обломочного материала. Проявление западно-алтайской фазы складчатости доказывается присутствием в составе конгломератов костинской формации гальки, песчаников и сланцев подлежащей нижнеордовикской толщи, причем галька характеризуется наличием реликтовых тектоноструктур. Истинная мощность костинской формации неизвестна, но вряд ли она была большой, так как эта формация почт
полностью уничтожена денудацией и сохранилась только в одном участке—в курьинско-маралихинской синклинальной структуре. О проявлении фазы складчатости на границе между ордовиком и готландом (таконская фаза) можно только догадываться по наличию значительного размыва» приуроченного к этому времени и обусловленному им налеганию верхнесилурийских отложений непосредственно на размытую поверхность пес-чано сланцевых толщ нижнего ордовика.
Таконская фаза, вероятно, была слабой и, может быть, проявилась только колебательными движениями, так как по характеру складок ко-стинская формация не отличается от формаций готланда.
В течение всего готланда в Северо-Западном Алтае сохранились те же самые условия открытого моря. За это время накопилась мошная толща, достигающая 3,5 км мощности, состоящая из ханхарской формации граптолитовых сланцев, ануйской песчано-мергелистой формации и чагырских известняков. Эти три формации отделены друг от друга перерывами, возможно отвечающими уксунайской и чагырской фазам складчатости схемы Усова [18]. Первая проявилась слабо, ибо фиксируется только наличием размыва, вторая была более напряженной, так как ча-гырские известняки лежат трансгрессивно и иногда с угловым несогласием на более древних толщах. Но решительной перестройки структур в связи с этими фазами складчатости все же не было, так как весь комплекс осадков готланда участвует в одни# и тех же складчатых структурах. Равны м образом неизвестно и связанных с ними проявлений магматической деятельности.
формирование верхнесилурийского геосинклинального бассейна завершилось напряженной складчатостью, приуроченной к концу готланда и; может быть, началу девона. В связи с этой фазой (или фазами) тектоге-неза (арденнская или эрийская по схеме Усова [18],—змеиногорская по Бубличенко [2]), были оформлены в современном или близком к нему виде ' складчатые структуры готланда и, быть может, вместе с ними костинской формации ордовика. Весьма вероятно, что эта фаза складчатости сопровождалась интрузивной деятельностью („каледонские" интрузии Рудного Алтая). Соответственные интрузивы пока не выделены из массы более юйых, но в базальных конгломератах девона галька кислых интрузивных пород обычна. В связи с этими движениями происходит значительная перестройка рельефа. Вероятно, весь Северо-Западный Алтай представлял в это время сушу, причем юго-западная часть („рудный грабен") района, по линии локтёвско-ульбинского глубинного разлома, оказалась значительно более приподнятой пэ сравнению с северо-восточной, благодаря чему на всей территории Рудного Алтая к моменту наступления девонского моря отложения верхнего силура оказались уничтоженными денудацией полностью.
Выше указано, что разрезы девона северо-восточной (курьинско-ма-ралихинская синклинальная структура) и юго-западной части района сильно отличаются друг от друга, что, повидимому, объясняется наличием того же глубинного разлома и проявлением колебательных движений и размывами, прерывавшими в разное время в соседних глыбах Рудного и Горного Алтая накопление девонских толщ.
В эйфельский век, а, может быть, и раньше, море снова наступает на Алтай, причем вскоре же начинаются бурные подводные извержения ке-ратофировых и спилитовых лав, которые вместе с туфами и являются главными компонентами разреза среднего девона Рудного Алтая, Но эта эффузивно-туфовая толща совершенно отсутствует на северо-западе—в Курьинском районе, где разрез девона начинается более молодыми, вероятно, живетскими морскими отложениями мурзинской формации, причем излияний кератофировых и спилитовых лав здесь вообще не было, так
как в конгломератах мурзинской формации нет гальки соответственных эффузивов. Мурзинская формация, наоборот, отсутствует в Рудном Алтае, где она полностью смыта до накопления верхнедевонских осадочно-эффузивных толщ благодаря поднятию глыбы Рудного Алтая.
В верхнем девоне сохраняется на большей части Северо-Западного Алтая та же морская обстановка и продолжается энергичная вулканическая деятельность, но характер лав меняется. Это—андезито-дацитовые лавы, находящиеся сейчас в диагветизированном состоянии. На севере—в Курьинском районе—эти лавы дали наземные излияния, в Рудном Алтае— существенно подводные. В верхах верхнего девона эффузивная деятельность ослабевает и, включая и нижний карбон, идет отложение морских осадков, изредка прерываемое вспышками вулканической деятельности.
По данным Нехорошева [12; 14], в нижнем карбоне в пределах Западного Алтая имела место складчатость, сопровождавшаяся интрузией гранодиоритов и диоритов. Кассин [6] отодвигает для Восточного Казахстана время напряженной складчатости, смявшей отложения девона и нижнего карбона и определившей современную их структуру, к среднему карбону, что является более вероятным. С этой первой фазой варисского цикла тектогенеза связываются интрузии гранодиоритового комплекса, с последующими—интрузии змеиногорского комплекса и связанные с ними полиметаллические месторождения. Верхнепалеозойские осадочные толщи в Северо-Западном Алтае отсутствуют, поэтому только по аналогии с Казахстаном можно предполагать, что и здесь, начиная со среднего карбона, господствует континентальный режим. Последняя фаза варисского цикла тектогенеза, возможно отвечающая средней перми, сопровождалась внедрением слюдяных гранитов.
Приведенная схема последовательности интрузивных комплексов, развитых в Северо-Западном Алтае, примерно, отвечает представлениям Елисеева [5] и находится в противоречии со взглядами Нехорошева [12; 14], который не склонен разрывать во времени интрузии змеиногорского комплекса и комплекса слюдяных гранитов и относит те и другие к средней перми. Наличие значительного разрыва во времени между этими двумя интрузиями доказывается прежде всего различным отношением их к зонам смятия.
Зоны смятия, видимо, начали формироваться почти одновременно с интрузией плагиоклазовых гранитов змеиногорского комплекса, которые в краевых частях часто несут следы протоклаза и затем были местами сильно катаклазированы. Последние фазовые интрузии этого комплекса— кварцевые альбитпорфиры внедрились в уже рассланцованную толщу девона, причем ориентировка плутонов определяется именно сланцеватостью, а не пликативными структурами. Но формирование зон смятия продолжалось и после формирования порфировых интрузий, которые нередко оказываются сильно раздавленными и рассланцованными с образованием порфироидов и различных катаклазитов и катакластических ортогнейсов. Что касается слюдяных гранитов, то они секут и метаморфизуют уже катаКлазированные порфиры (восточный контакт саввушинского плутона, наблюдения автора) и сами хотя и поражены зонами смятия, но в "значительно меньшей степени и с иным проявлением. В них проявляется гру бый катаклаз без развития настоящих катакластических гнейсов, так типичных для зон смятия, проходящих в породах змеиногорского комплекса. Таким образом, зоны смятия формировались в продолжение значительного отрезка времени, вероятно, в течение всего варисского цикла тектогенеза.
Что же касается глубинного разлома, каковом, как мы уже выяснили, в сущности является локтевско-ульбинский „надвиг" и вдоль которого ориентирована северо-восточная зона смятия, то он был заложен значи-
тельно раньше, во всяком случае еще в нижнем силуре и продолжал развиваться в течение всего палеозоя. Результатом "колебательных движений крупного размаха и меняющегося во времени знака явилось значительное различие в стратиграфических колонках силура и девона для соседних районов Рудного и Горного Алтая. С жизнью глубинных разломов, вероятно, связаны и образование зон смятия, и исключительная насыщенность грабена Рудного Алтая кислыми интрузиями.
Последние подвижки сбросового характера, обусловившие ступенчатое поднятие Алтая и оживившие его рельеф, довольно точно фиксируются в интервале времени между отложением покровных делювиально пролю-шиальных суглинков и отЛожением II террасы современной гидрографической сети. Эти подвижки находят себе отражение в основных чертах довременной геоморфологии Северо-Западного Алтая.
ЛИТЕРАТУРА
1. Бакланов М. С.—Элементы стратиграфии и металлогении северо:западжон части Алтая, Проблемы Сов. геологии, № 4, 1937.
2. Бубличенко Н. А.—Основные тектонические линии Рудного Алтая, Сб. '„Боль-шой Алтай", Издание АН СССР, т. 2, 1936.
3. Бубличенко Н. Л.-О некоторых среднедевонских брахиоподах Алтая, Изв. Геол. ком., XXXVI VI, 10, 1927.
4. Елисеев Н. А.—О надвигах в Рудном Алтае, Труды ГГРУ, вып. 28, 1931.
5. Он же.—Петрография Рудного Алтая и Калбы, Петрография СССР, сер. 1. Региональная петрография, вып. 6, АН СССР, 1938.
6. Кассин Н. Г.—Общая характеристика вулканических и метаморфических явлений в Восточном, Казахстане, Геология СССР, т. XX, часть 1, 1941.
7. Наливкин Д. В.—Учение о фациях, 1933.
8. Нехорошее В. П.—Геологический очерк Рудного Алтая, Изв. Глав, гевл.-разв. управления, т. 49, № 5, 1930.
9. Он же—Тектоника и металлогения Юго-Западного Алтая, Изв. Всесоюзн. геол. разв. объединения, т. 51. вып. 15, 1932.
10. Он же—Новые данные по геологии Большого Алтая, Сб. „Большой Алтай", т. 2, 1936,,
11. Он же—Пояснительная записка к геологической карте бассейна верхнего плеса Иртыша (Большого Алтая) в масштабе 1 :500000, ОНТИ, 1936.
12. Он же—Северо-восточная зона смятия в Рудном Алтае, Сб. Материалы по геологии Рудного Алтая, Сопс. АН СССР, 1940.
13. Он зк е—Зоны смятия Рудного Алтая, там же.
14. Он же—Саурская тектоническая и интрузивная фаза в Юго-Западном Алтае, Советская геология № 2, 1944.
15. Никонов.—Очерк геологии и стратиграфии Тигерецко-Чинетинского района в Рудном Алтае, Труды ГГРУ, вып. 28, 1931. - -
16. Пейве А. В.—Глубинные разломы в геосинклинальных областях, Изв. АН СССР, сер. геол., № 5, 1945.
17. Петц Г. Г.—Геологическое описание 13 листа X ряда 10-версгной карты Томской туб., Тр. Геол. части кабинета, т. 6, вып. 1, 1904.
18. Усов М. А.—Фазы и циклы тектогенеза Зап.-Сиб. края, Томск, 1936.
19. Халфин Л. Л.—Девон Алтая, Изв. Томского политехи, инст., т. 65, в. 1, 1948.
20. Халфин Л. Л.—-О бухиоловых сланцах Рудного Алтая, Изв. З.-С. филиала АН, ¿ер. геол., вып. 1, 1947.
