Геология России и ближнего зарубежья (Северной Евразии) - Милановский Е.Е.
ISBN 6—211—03387—6
Скачать (прямая ссылка):
254
Во внутренних зонах Западного Саяна верхний кембрий, ордовик и нижний силур слагают мощную (более 10 км) зеленодветную пес-чано-сланцевую флишоидную серию, в середине силура смятую и прорванную телами гранитоидов, а несогласно налегающие на нее в отдельных мульдах толщи верхнего силура и девона выражены пестро-цветными молассами с подчиненными им кислыми и средними вулканитами.
В возродившемся после салаирских деформаций Северо-Тувинском прогибе разрез верхнего кембрия—силура отличается от Западно-Саянского преобладанием более грубообломочных (песчаники с прослоями конгломератов) морских отложений молассоидного и типично молассового типа общей мощностью до 5—8 км. В зоне Салаирского кряжа на спилит-кератофировую формацию нижнего-среднего кембрия несогласно налегают терригенные и карбонатные отложения верхнего кембрия (1 км), а на них, также несогласно — терригенные, с прослоями известняков и вулканитов среднего и кислого состава толщи ордовика (2 км) и трансгрессивно залегающего силура (до 3 км). Таким образом, в Салаире одноименная эпоха складчатости выражена двумя фазами — предпозднекембрийской и предордовикской. В различных зонах Горного Алтая вулканогенно-кремнисто-карбонатные отложения нижнего-среднего кембрия согласно перекрываются горноалтайской флишоидной терригениой серией верхнего кембрия — низов ордовика (до 5 км); выше следуют терригенные, с отдельными горизонтами порфир итов и известняков, толщи ордовика (до 3 км), а в синклинориях — также терригенно-карбонатные отложения силура (до 2 км).
В самой западной части области, в Чарской зоне, видимый разрез начинается с терригенно-кремнисто-карбонатной толщи верхнего силура.
Позднекаледонские деформации сжатия в середине и конце силура привели к формированию складчато-надвиго-покровной структуры Западного Саяна, Горного и Рудного Алтая и сопровождались в некоторых их зонах внедрением гранитоидов. Салаириды и каледониды в восточной части Алтае-Саянской области спаялись с досалаирскими массивами и складчатыми зонами в единый консолидированный и приподнятый мегаблок.
Герцинский этап развития в Алтае-Саянской области, как и в ка-ледонидах Казахского нагорья, начался в раннем — начале среднего девона с повсеместной, хотя и неравномерной, деструкции континентальной коры. Ее раздробление и растяжение сопровождалось (или даже было вызвано) значительным прогревом верхней мантии и нижней части коры, приведшим к возникновению обширных магматических очагов. В восточной части Алтае-Саянской области, в пределах некоторых досалаирских массивов, салаирид и наложенных на них силурийских прогибов возник или обособился ряд ограниченных сбросами субизометричиых и брахиморфных сингерцинских впадин (Минусин-' ские, Тувинская, Тоджинская и др.)> глубокое погружение которых сопровождалось в раннем девоне и эйфельском веке среднего девона мощными наземными извержениями базальтовых, аидезитовых и тра-хиандезитовых лав (до 5—7 км в Минусинских впадинах) и становлением субщелочных и щелочных интрузий по их периферии. Наземные извержения вулканитов основного, среднего и кислого состава происходили также на отдельных участках Кембросаяна и Кузнецкого Алатау, а в живетском веке на западном краю последнего накопилась древнейшая в России угленосная толща. В живетском веке и позднем девоне Минусинские и Тувинская впадины заполнялись молассовой
255
красноцветной континентальной серией (до 3—5 км), терригенный материал которой сносился с окружавших их поднятий.
В отличие от этих впадин в Уйменско-Лебедском унаследованном прогибе слабо несогласно залегающие на ордовике и силуре отложения нижнего и среднего девона в основном представлены красноцвет-ными континентальными обломочными образованиями, разделенными пачками глинисто-карбонатных пород, а. в верхнем девоне присутствует мощная толща кислых вулканитов. Общая мощность девона, прорываемого телами гранитоидов, достигает в этом прогибе 7—10 км.
В более западной части Алтае-Саянской области (каледониды Горного и Рудного Алтая, Салаир и др.) в девоне произошла регенерация геосинклинальных прогибов, погружение которых продолжалось до конца девона или раннего карбона.
В отличие от восточной части области пароксизмы вулканической активности здесь были приурочены не к раннему и началу среднего, а к среднему и позднему девону. В Салаирской зоне нижний девон выражен чередованием мелко- и глубоководных известняков, средний девон — терригенно-карбонатными отложениями с горизонтами бокситов и основных и средних вулканитов, а верхний — песчано-глинисты-ми, в том числе черносланцевыми толщами общей мощностью 3—7 км. Южнее, в Ануйско-Чуйском прогибе, на породах ордовика и силура несогласно залегают континентальные и морские терригенные толщи с прослоями известняков нижнего — низов среднего девона. Вышележащие среднедевонские образования выражены преимущественно вулканитами основного, среднего и кислого состава, а верхнедевонские — песчано-сланцевыми морскими и континентальными толщами. Общая мощность девона — от 4 до 11 км.
