CC BY
15
ИЗВЕСТИ?
ТОМСКОГО ОРДЕНА ТРУДОВОГО КРАСНОГО ЗНАМЕНИ ПОЛИТЕХНИЧЕСКОГО Том 65, в* 2 ИНСТИТУТА имени С. М. КИРОВА 195$ г.
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ?ПОРФИРОВИДНЫЖ ГРАНИТОВ В ЮГО-ВОСТОЧНОМ АЛТАЕ
Н. С. КОРЖНЕВ Введение
Вопрос о наличии верхнепалеозойской интрузии гранитов а юго-восточной части Горного Алтая до сих пор остается далеко не решенным. Возраст интрузивных массивов порфировидных гранитов здесь решался всегда лишь по аналогии с подобными же гранитами Рудного Алтая и Калбы, как верхнепалеозойский (варисский) [4; 5; 7].
Летом 1947 г. автором статьи произволились геолого-съемочные работы в районе хребта Чихачева. В результате проведенных работ удалось получить новые факты, позволяющие с большей уверенностью говорить о варисском возрасте интрузий порфировидных биотитовых гранитов, распространенных в юго-восточной части Горного Алтая.
Краткие черты стратиграфии района
На площади изученного района зафиксированы формации нижнего, среднего и верхнего палеозоя, а также четвертичные отложения. Стратиграфическая последовательность формаций может быть представлена е следующем виде (снизу вверх):
а)курайская формация—зеленые и редко фиолетовые сланцы и песчаники, известняки, инъекционные гнейсы и метаморфические сланцы;
б) юстыдская формация—£)а2—черные глинистые сланцы с флорой, -песчано-сланцевые породы, песчаники и темносерые известняки с фауной;
в) богутинская формация—Сг —темносерые и серые углистые к глинистые сланцы, песчано-сланцевые породы и тонкозернистые песчаники:
г) четвертичные отложения——аллювиальные и ледниковые отложения.
Курайская формация
Описываемый комплекс пород по внешнему вицу и литологии диалогичен курайской формации, выделенной Кузнецовым В. А. в Курайском хребте [1], которой он приписал нижнесилурийский возраст. Некоторую аналогию можно провести с метаморфической толщей пород Южио-Чуй-ских Альп.
Формация является непосредственным продолжением на восток, мета -морфизованных песчано-сланцевых и туфогеновых пород нижнего силура, описанных Смирновой Н. Н. (1932 г.) под названием зелено-фиолетовой формации. Для описываемых отложений мы сохраняем название курайская формация.
Курайская формация занимает северную часть района и представлена зелеными, реже фиолетовыми глинистыми сланцами и песчаниками,, серы-
ыи яшшгломеративными песчаниками, мраморизованнымн светлосерыми и серым** известняками, туфогеновымн породами, хлоритовыми, хлорито-се-эицитовыми и эпидотовыми сланцами, инъекционными гнейсами.
Основное поле распространения формации занято инъекционными гнейсами и метаморфическими сланцами, а прочие породы слагают узкую полосу, расположенную вдоль ее южной границы,
В области распространения зеленых сланцев и песчаников она имеет северо-восточное, близкое к широтному, простирание и моноклинальное ■крутое' падение на северо-запад. С юга эта моноклиналь обрезана тектоническим нарушением типа сброса и приведена в соприкосновение с отложениями девона. В области распространения инъекционных гнейсов установить первичную структуру формации невозможно.
Формация не содержит ископаемых органических остатков, поэтому лишь по анологии с соседними районами ее можно считать нижнесилу-^ийской,
V
Юстыдская формация
Девонские отложения Юго-Восточного Алтая неоднократно подвергались изучению при геологических исследованиях прежних лет и специально Краснрпееврй П. С. На основании анализа богато представленной фауны Краснопеевой П- С. удалось выделить в девоне несколько свит, в частности бугузунскую, распространенную в устье р. Бугузун (ущелье Кызыл-Шин), и юстыдскую, встреченную в р-не р. Юстыд. Каждая из них была расчленена на два отдела. Фауна нижних отделов бугузунской и юстйд-ской свит характерна для живетского яруса среднего девона, а верхних отделов—для франского яруса верхнего девона [3]. Мы склонны каждому отделу юстыдской свиты Краснопеевой П. С. придать значение самостоятельных формаций. В юстыдскую формацию мы включаем лишь отложения живетского яруса, а отложениям франского яруса среднего девона рекрмендуем придать другое название.
Формация занимает большую часть исследованного района. Она сложена, в основном, зеленовато-серыми и черными глинистыми сланцами с флорой, темносерыми слоистыми песчано-сланцевыми породами, реже серыми мелкозернистыми песчаниками и редкими» маломощными прослоями гемносерых известняков и известкоеистых сланцев, содержащих нередко обильную фауну.
Эти отложения разбиты дизъюнктивными нарушениями типа ступенчатых сбросов почти широтного простирания на три ориентированных блока, отличающихся по своей внутренней пликативной структуре. Первые два блока представляют узкие полосы шириной от 2 до 4 км, вытянутые в широтном направлении и расположенные в северной части распространения девона. Они характеризуются напряженной складчатостью северо-восточного и северо-западного простирания с углами падения 50—70°. Третий блок занимает всю остальную площадь распространения формации к югу от двух первых. Хотя на площади этого блока имеется ¿ще ряд тектонических зон нарушения, но они не ограничивают самостоятельных блоков, а лишь усложняют структурную форму третьего блока. Породы здесь образуют сложноскладчатую структурную форму почти меридионального простирания, состоящую из большого количества брахиан-тиклиналей и синклиналей.
Из целого ряда пунктов нами была собрана коллекция флоры и фауны. Фауна определена сотрудниками палеонтологического кабинета ЗСГУ Краев-ской Л. Н., ЛомовиЦкой М. П., Жмаевым А. П. Ими установлены следующие формы: Spirifer mucronatus Со nr., Spirifer cf. mucronatm С о nr., Spirifer martianoffi Stuck,, Spirifer cf. martianoffi Stuck., Spirifer
Cyrtospirifer) ex gr. verneuili Murch., Spirifer (üeithyris) sp., Atrypa reticularis Linn , Atrypiiae, Athyris concéntrica Buch., Leptaena rhombói-dalis Wilck., Strophomenidae indet.y Schiophzoria sp., Schuchertella indet Brachiopoda indet., Dalmanites sp., Kodonophyllum sp., Favosites ex gr. sibirica P e e t z., Crinoidea.
На основе этих определений они устанавливают возраст отложений, как самые верхние горизонты живетского яруса среднего девона, и приводят сопоставление их с нижним отделом юстыдской свить? Краснопе евой П. С. [3]. В самом южном пункте исследованной площади найдена верхнедевонская форма Spirifer ex gr. verneuili МигсЪ (D3!) .Таким образом, имеются основания полагать, что в южной части района появляются и далее на юг развиты франские отложения—верхний отдел юстыдской свиты Краснопеевой П. С. Обнажение с вышеприведенным верхнедевон-скнм спирифером является единственным на нашем планшете, и поэтому описание его не приводится. По нашему мнению, эти отложения, как было упомянуто выше, следовало бы выделить в самостоятельную формацию с другим названием.
Растительные остатки Asteroxylon sp., Asteroxylon elberfeldenseKráus et WeyL, Psilophyton princeps D a w s., Rhynia sp. характеризуют возрастной диапазон D{¿ — D22. Таким образом, показания флоры и фауны не противоречат друг другу, и мы можем принять для юстыдской формации возраст
Богутинская формация
Богутинская формация выде^на и описывается впервые автором. Причиной выделения нижеописываемой толщи в самостоятельную формацию послужило наличие значительного перерыва между юстыдской и богутин-ской формациями и своеобразный лигологический состав и характер пли-кативных структур описываемой толщи.
Богутинская формация занимает небольшую площадь в вершинах рек Юстыда и Богуты. Литологически она представлена серыми тонкозернистыми плотными песчаниками, слоистыми и неслоистыми кремневидными плотными темносерыми сланцами, звенящими от удара молотком, глинистыми и углистыми сланцами и песчано-сланцевыми породами.
Микроскоп показал, что песчаники имеют мелкозернистую псаммитовую структуру и состоят, в основном, из угловатых неокатанных зерен, кварца, полевого шпата и пластинок слюды размером от 0,1 до0,25 мм. Цемент их карбонатно-глинистый и составляет около 30°/р от общего состава породы.
Песчано-глинистые породы и глинистые сланцы микроскопически представляют пелитоморфную глинистую массу, иногда с присутствием карбоната. В сланцах в количестве до 30—35°/0, а в песчано-сланцевых породах в большем количестве отмечаются угловатые зерна кварца и полевого шпата размером 0,01—0,05 мм. Кроме того фиксируются мелкие и более крупные зерна углистого вещества (до 3%).
Углистые сланцы состоят почти на 50% из углистого вещества и на 50% из карбоната и глинистого материала, причем углистое вещество расположено параллельными полосками.
Этот комплекс осадков образует сложную синклинальную складчатую структуру, осложненную складками второго порядка. Падение крыльев складок колеблется от 15 до 60°. В общем же богутинская формация залегает более спокойно, чем подстилающая ее юстыдская формация. В обнажениях одного из ключей (кл. Кок—правый приток р. Богуты) ясно зидно, как она с угловым несогласием поюго залегает на крутопостав-ленных сланцах юстыдской формации (рис. 1).
ч
Кое-где в контакте с девоном формация смята, что, очевидно, можно объяснить местными подвижками на контакте разнородных и разновозрастных комплексов осадков.
Из двух точек площади распространения описываемой формации нами собрана флора, предъявляющая отпечатки крупных стволовых частей ■апоротников типа Cardiopteris.
По нашему мнению, возраст богутинской формации, несомненно, будет нижнекарбоновым из следующих соображений: 1) формация залегает
с угловым несогласием на з . Ь юстыдской формации, воз-
раст которой укладывается в пределы причем не-
сомненно отложению богутинской формации предшествовал длительный перерыв; 2) формация обнаруживает значительное сходство с нижнекарбоновой бухтарминской формацией Рудного Алтая [5]; 3) несомненным подтверждением нашего мнения может служить тот факт, что к запалу от района исследований в устье р. Бугузун распространен красноцветный > верхний девон [3]. Эти об-
разования согласно залегают на юстыдской формации и являются более древними, чем богутинская формация.
Фиксированная мощность отложений богутинской формации равна около 1500 м.
□i Ш
Put. 1. Схематический разрез через долину кл. Кок
1—богутинская формация—С,; 2— юстыдекая формация—D2a
Четвертичные отложения
Четвертичные отложения представлены аллювиальными и ледниковыми отложениями. Первые приурочены к долинам рек и слагают русло а террасы, а вторые фиксируются как в долинах рек, так и на водоразделах. В долинах рек они слагают валы бывших боковых и конечных морен, а на водоразделах иногда занимают значительные площади, образуя своеобразный моренный ландшафт, окаймляющий подножье осевой части хребта Чихачева.
Изверженные породы района и их возраст
Преобладающим развитием в районе пользуются порфировидные граниты, образующие крупные тела; слабо развиты габбро-диориты и дай-ковые породы.
Габбро-диориты
Габбро-диориты встречены нами лишь в нескольких обнажениях. Это ■ороды темносерпго цвета мелкозернистой структуры. Микроскопические исследования показали,в что они состоят из плагиоклаза на 60—70в/0 и темноцветных минералов на 30—35%. Плагиоклаз представлен в одних случаях андезином, в других—Лабрадором. Темноцветные минералы представлены Сурой и грязнозеленой уралитовой роговой обманкой, причем
среди последней фиксируются незамещенные зерна моноклинного цирок* сена. По трещинкам отлагаются эпидот и цоизит. Структура породы ги-пндноморфнозервистая или близкая к офитовой.
Гьббро-диориты в непосредственном контакте с дайками прорывающих их гранитов претерпевают изменение* выражающееся в приобретении гранобластических структур и изменении минерального состава, обусловленного в значительной мере привносом. В габбро диоритах вблизи контакта появляются кварц, биотит, большое количество рудных минера^ лов» а по самому контакту в виде жилок—хлорит.
В обнажениях ясно видно, как габбро-диориты рассекаются большим количеством жилоподобных тел различной мощности/ представленных среднезернистыми лейкократовыми гранитами, являющимися ответвлениями Буйлюгемского гранитного массива. Кроме того, ближе к контакту,, в гранитах фиксируются ксенолиты габбро-диоритов. Габбро - диориты слагают мелкие тела не более 3 км*9 неправильной формы, расположенные на одной линии северо-восточного простирания.
Возраст их более древний, чем возраст порфировидных гранитов, ио-скольку они прорываются и метаморфизуются последними. Нижняя возрастная граница габбро-диоритов определяется тем, что они прорывают курайскую формацию. Поэтому возраст габбро-диоритов, по аналогии с диоритами Курайского хребта [1], которые также прорывают курайскук> формацию, мы считаем каледонским.
Порфировидные граниты
Порфировидные граниты играют существенную роль в геологическом: строении района, занимая значительные площади. Они образуют четыре самостоятельных, пространственно разъединенных массива, которые мы называем Юстыдским, Карагай-Бургазинским, Буйлюгемским и Ак Куль-ским. Грянитные массивы нами недостаточно полно изучены и оконтурены, а поэт« му форма и размеры их окончательно не выяснены.
/ Большинство массивов расположено в осевой части хребта Чихачева и прекрасно обнажено.
Граниты всех массивов обладают значительным внешним сходством, а также, как показали оптические исследования, и одинаковым минералогическим составом и структурой. В свежем изломе они имеют светлосерый и иногда желтоватый цвет и крупнозернистое порфировидное строение. Микроскоп показал, что они имеют порфировидную структуру и состоят из идиоморфных таблитчатых зерен альбит-олигоклаза, крупных зерен микроклина и микроклин-пертитз, ксеноморфных зерен кварца. Из темноцветных минералов присутствует биотит, иногда нацело замещеи-ный хлоритом. Акцессорные минералы представлены сфеном, апатитом, магнетитом. Процентные содержания главных породообразующих минералов для всех гранитов примерно выражаются следующими цифрами: плагиоклаз—от 5 до 35%, микроклин и микроклин-пертит —35—65°/§, кварц—20—40%, биитит— 1 — 10%. Наиболее часто граниты содержат 5—10% плагиоклаза. Следовательно, все массивы сложены сравнительно однородными микроклиновыми гранитами.
У некоторых гранитных массивов в периферических частях отмечаются лейкократовые аплитовидные граниты мелкозернистой структуры и гранит порфиры.
Внутри тектонических зон и около них граниты претерпевают различной степени катаклаз вплоть до образования милонитов. Милониты микроскопически представляют тектоническое месиво, где более крупные обломки плавают в дробленой мелочи, причем обломки кварца в условиях тектонической зоны срастаются друг с другом, образуя паркетовидные
13». Ивв» ТПИ, т. 65, в. 2.
193
структуры и как бы цементируют обломки полевых шпатов. Чрезвычайно характерно для милонитов растягивание—развальцовка составляющих их обломков, благодаря чему получается впечатление структуры течения. В катаклазированных гранитах еще можно усмотреть первичную структуру, так как степень раздробления меньшая, а развальцовка отсутствует. По трещинкам в катаклазированных гранитах, а в милонитах в основной массе раздробления, имеются« эпидот и серицит, которые являются продуктами гидротермальных процессов.
Так как форма и размеры тел гранитов полностью не выяснены, мы можем дать о них лишь общее представление. Большинство массивов являются дискордантными, но в некоторых случаях (Карагай-Бургазин-екий массив) они вытянуты согласно общему направлению пликативной структуры основного поля девонских пород. Форму их можно представить в виде крупных штоков неправильных очертаний в плане. Контакты гранитных тел, фиксированные в обнажениях, имеют извилистое крутое падение в сторону интрузии или в сторону вмещающих пород с жилооб-разными отпрысками пологого или крутого падения.
Порфировидные граниты прорывают и метаморфизуют все толщи района от н*Ькнего силура вплоть до нижнего карбона, причем характер изменения нижнесилурийской формации, по нашему мнению, значительно отличается от характера изменения осадочных комплексов девона.
Непосредственным изменением нижнесилурийских пород вблизи контактов с интрузивными телами гранитов является образование амфиболитов и кварцево полевошпатово-биотитовых роговиков. Обычное изменение вмещающих пород—это образование инъекционных гнейсов, которые возникли в результате интенсивной ийъекции со стороны интрузии
порфировидных гранитов.
Изменение девонских и нижне-карбоновых толщ выражается в образовании пояса роговиков и ороговикованных пород шириной 1,5—2 км. Девонские толщи прорваны и метаморфизованы Карагай-Бургазинским гранитным массивом, а нижнекарбоновые—Юстыдским.
Последний факт заслуживает особого внимания и наблюдался I—порфировидные граниты; 2-богутинская нами в вершинах рекЮстыда. Здесь формация; 3—юстыдская формация; порфировидные Граниты проры-
4—роговики вают и метаморфизуют собранные
в брахискладки песчано-сланцевые отложения нижнекарбонового возраста—богутинскую формацию. Взаимоотношение богутинской формации с порфировидными гранитами можн* хорошо иллюстрировать схематическим разрезом вдоль левой вершины р. Юстыда (рис. 2).
Таким образом, предположение о нарисском возрасте интрузии «ор-фировидных микроклиновых гранитов в Юго-Восточном Горном Алтае подтверждается новыми, более убедительными фактами.
Дайковые породы
Дайковые породы развиты, в основном, в эндо- и экзоконтакте интрузивных тел гранитов.
В эндо- и экзоконтакте интрузии гранитов отмечаются аплитовидиыг гранит-порфиры, ыикрограниты, аплиты и пегматиты, афанитовые диоритовые порфириты. Вдали от них, в частности! в поле распространения де-
Рис. 2. Схематический разрез по левой вершине р. Юстыд.
гона вблизи зоны раздробления, были отмечены маломощные дайки квар* девых порфиров, кое-где окрашенных медной зеленью.
Не вдаваясь в петрографическую характеристику этих пород, мы отметим, что широким распространением, и то приуроченным к площади, заключенной между Ак-Кульским и Буйлюгемским массивами, пользуются аплиты и пегматиты, причем последние имеют четковидные формы залегания. Микрограниты, аплитовидные гранит-порфиры пользуются меньшим распространением, а афанитовые диоритовые порфириты слабо распространены.
т
ЛИТЕРАТУРА
Кузнецов Б. А.—Ртутные м-ния Горного Алтая, „М-ния редких и малых металлов СССР«, изд. АН СССР, 1939.
2. Кузнецов В. А.—Новые данные по геологии и металлогении Алтая, Вестник ЗСГРТ № 1—2, 1941.
3. Краснопеева П. С,—Мшанки среднего и верхнего девона Алтая, Материалы но теологии ЗСК № 20, 1935.
4. Нехорошей В. П.—Основные черты геологии Горного Алтая, „Ойротия", Горный Алтай, Тр. сессии СОПС по изучению производит, сил Ойротской Авт. обл., изд. АН СССР, 1937.
5. Нехорошее В.Л1.—Пояснительная записка к геологической карте бассейна верхнего плеса Иртыша (Большой Алтай) в м-бе 1 :500. ООО, ОНТИ, НКТП СССР, ЦНИГРИ, 1936.
6. Обручев В. А.—Алтайские этюды, т. 2, О тектонике русского Алтая. „Землеведениет. 3, 1915.
7. Семенов А. И—Новые данные о редкометальном орудененни в Зыряновском районе на Алтае, Сов. геология № Ъ, 1945.
