учебники / Гаврилов В.П. «‎Общая и историческая геология и геология СССР»

терригенной, включающей осадки карбона, перми и мезокайно­

зоя. Фундамент впадин разбит многочисленными разломами на

блоки, движения по которым обусловили возникновение в чехле фJJексур и коробчатых складок. Чехол осложнен мелкими интру­

зиями основных пород и гранитоидов. К межгорным впадинам

Алтае-Саянской области относят Минусинские и Тувинскую впа­

дину.

Минусинские впадины (Северо- и Южно-Минусинская, а также Назаровская) образуют общую зону прогибания. Мощ­

ность чехла впадин достигает 4 J\M. В Минусинских впадинах

известен ряд крупных поднятий н прогибов, осложненных анти­

клиналями, синклиналями, валами, куполами и флексурами.

Тувинская впадина расположена к югу от Минусинских и отделена от них Западно-Саянской складчатой зоной. Размер впадин 500 Х (70-150) км. Чехол состоит из терригеиных и эф­

фузивных пород, имеющих возраст от силура до юры.

ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ ИСТОРИИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ

В докембрии Алтае-Саянская область входила в состав Палео­

азиатского океана и была выражена системой вулканических дуг, окаймляющих Сибирский континент с юга-запада. В ран­

нем палеозое здесь протекали геосинклинальные процессы, вы­

ражавшиеся в постепенном формировании континентальной

коры, о чем свидетельствует широкое развитие гранитоидных

батолитов ордовикского возраста на востоке Алтае-Саянской

области.

Каледонская эпоха складчатости проявилась уже в конце

кембрия (салаирская фаза). В результате произошло столкно­ вение некоторых островных дуг с Сибирским континентом, что

привело к прекращению геосинклинального режима в пределах

Кузнецкого Алатау. В конце силура (позднекаледонская фаза)

геосинклинальный режим в пределах Алтае-Саянской области перестал существовать, и произошло закрытие части Па.riеоазн­ атского океана. Сама область вошла в состав Сибирского кон­

тинента. На ее разновозрастном складчатом основании с девон­

ского времени началось заложение межгорных впадин. В смеж­ ных герцинских геосинклиналях (Томь-Колыванской) nродол­

жали господствовать активные тектонические процессы геосин­

клинальнаго типа. Каледонская эпоха складчатости Алтае-Са­

янской области отличалась неполнотой геосинклинального цикла, что выражается в отсутствии передовых прогибов.

В мезозое продолжалось платформенное развитие Алтае-Са­ янской области, начавшееся с nозднего палеозоя. Для этого

этапа характерны глыбовые движения, усилившие контраст

между поднятиями и межгорными впадинами. В пределах по­

следних в юрское время макапливались угленосные терригеиные

41\

толщи. Активные движения по глубинным разломам привели

вряде мест J< излиянию базальтовых лав.

Вкайнозойскую эру дифференцированные глыбовые движе­

ния активизировались, в результате произошло омоложение гор­

ного рельефа. Новейшие движения проявлялись унаследаванна

от более ранних этапов.

ПОЛЕЗНЫЕ ИСКОПАЕМЫЕ

Среди полезных ископаемых Алтае-Саянской области наиболь­

шее значение имеют железные и марганцевые руды, каменный уголь, ртуть, асбест. Промышленных месторождений нефти и

газа здесь не установлено, хотя поисковые работы проводятся.

Каменный уголь образует промышленные скопления в Мину­

синских и Тувинской впадинах. В первом случае угленосность приурочена к отложениям карбона и ранней лерми. Разрабаты­

ваются Аскизское, Бейское и Изыхское месторождения. Во вто­

ром случае в Тувинской впадине (Улухемский бассейн), угленос­

ность связана с породами карбона и юры.

Железные руды Алтае-Саянской области, имеющие кон­

тактово-метасоматическое лроисхождение, известны в районах

Горной Шории. Наиболее крупныеТельбесское, Темиртаус­

кое, Таштагольское и Шалымскос месторождения. Руды этих месторождений служат сырьевой базой для Кузнецкого и За­ ладно-Сибирского металлургических комбинатов.

Марганцевые руды известны в Кузнецком Алатау (месторож­ дения Усинское и Мазульское) и лриурочены к кембрийским по­ родам. Мощность рудоносных пластов достигает 20 м, а запасы месторождений (например, Усинского)- 98 млн т.

В Кузнецком Алатау и Заладно-Саянской зоне известны ме­

сторождения меди, в Туве и Горном Алтаертути, в Заладном Саяне-кобальта.

Из нерудных полезных ископаемых следует отметить место­ рождения хризолит-асбеста, приуроченные к офиолитовому по­ ясу, лротягивающемуся от Восточных Саян до Тувы, а также

драгоценных и поделочных камней (розовый кварц, яшмы и др.).

§ 2. ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ СТРОЕНИЕ ЦЕНТРАЛЬНОГО КАЗАХСТАНА

В Центральном Казахстане выделяют две зоны, одна из кото­ рых имеет герцинский, другая-каледонский возраст складчато­

сти. Герцинская часть Центрального Казахстана (Восточно-Ка­ захстанская область) будет рассмотрена в составе складчатого обрамления эпигерцинской Урало-Сибирской платформы (см.

гл. 29). Эликаледонская область образует в nределах Централь­ ного Казахстана огромную дугу, обращенную выnуклостью на

412

запад и протягивающуюся от государственной границы Совет­

ского Союза с МНР и КНР на северо-запад с поворотом на восток. Со всех сторон эта область ограничена герцинидамп Туранской, Западно-Сибирской плит, Восточного Казахстана и

.rrишь на юге граничит с каледонидами Северного Тянь-Шаня, относящимиен к зоне эпиплатформенного орогена. В рельефе

Центрального Казахстана область выражена мелкосопочником,

местами невысокими (до 2 км) горными хребтами.

СТРАТИГРАФИЯ

Наиболее древние породы известны в ядрах крупных антикли­

норпев и представлены кристаллическими сланцами и гнейсами

архея.

К нижнепротерозойски.м относят сильнометаморфизованные

сланцы с прослоями вулканогенных образований. Мощность до

300 м.

Верхний протерозой образован мощной (до 5 км) толщей

зеленых сланцев с порфиритами (рифей). Имеются прослои

железистых кварцитов и тиллитов. Отложения прорваны интру­ зией гранитов (возраст 700-800 млн лет). Венд представлен

известняками и пестроцветными песчаниками мощностыо до

500-600 м.

Нижний палеозой сложен мощной (до 13 км) толщей терри­

генно-вулканогенных пород, в которую входят кремнистые силь­

нометаморфизованные образования (зеленокаменная формация кембрия), спилиты и кератофиры. В ордовике широко развиты

флиш, граувакки, имеются прослои известняков и граптолитовых

сланцев. По разрезу ордовика и силура встречаются конгломе­ раты с снллами порфиритов.

Породы верхнего палеозоя распространены в межгорных впа­

динах и представлены красноцветными конгломератами и про­

слоями эффузивов (девон), угленосными молассами (карбон), красноцветными молассами и эвапоритами (nермь). Общая мощ­

ность до 7 км.

Отложения .мезозоя также известны лишь в межгорных впа­

динах (типа Карагандинской), где они представлены преимуще­

ственно терригеиной толщей с промышленными прослоями

каменного угля (верхний триаснижняя юра). Меловые отло­

жения выражены красными континентальными глинами с nро­

слоями ржавых железистых песчаников и бокситов. Мощность не превышает 80 м.

Кайнозойские комплеi<сы состоят из маломощных континен­

тальных песчано-глинистых отложений палеоrен-неогенового

возраста и четвертичных моласс.

413

ТЕКТОНИКА

Тектоническое строение Центрального Казахстана определяется

сочленением крупных антиклинориев и наложенных межгорных

впадин (рис. 81). В пределах последних выделяют два струк­

турных этажа: каледонский фундамент и осадочный чехо,п, на­ чинающийся с осадков верхнего палеозоя. Из наиболее крупных

антиклинориев отметим Кокчетавский, Улутауский, Еремента­ уский, Бетпакдалинский, Тарбагатайский, Чу-Илийе1шй и Заи­

лийский. Кокчетавский и Улутауский антиклинарии образуют

внешнюю миогеосинклинальную зону Центрального Казахстана.

В их ядре выходят докембрийские образования, сменяющиеся на

крыльях рифейскими и кембрийскими породами. Кокчетавский

антиклинарий (Кокчетавскан глыба) расположен в северной ча­

сти региона и имеет субширотную ориентацию. К югу от него отделенный Тенгюской впадиной располагается Улутауский ан­

тиклинорий, состоящий из двух более мелких антиклинориев:

Арганаты-Улутауского и Карсакпайского.

Антиклинорин Ерементауский, Бетпакдалинский и Тарбага­ тайский образуют эвгеосинклинальную зону Центрального Ка­

захстана. К югу она переходит в Чу-Илийский и Заилийский ан­

тиклинории, имеющие весьма сложное строение. По внутреннему периметру эпикаледонской области Центрального Казахстана, от восточного окончания Тарбагатайского антиклинария до

Илийской впадины, протягивается окраинный вулканический пояс, выделенный А. А. Богдановым. Пояс сложен андезит-ба­

зальтовыми .павами девона и гранитными интрузивными мас­

сивами.

Большое значение в тектоническом строении имеют межгор­

ные впадиныТенгизская, Джезказганская, Карагандинская,

Чу-Сарысуйская, Илийская и Иссыккульская.

Тенгизекая впадинанаиболее крупная, ее размер 350Х

Х280 км. Додевовекий фундамент, по данным глубинного сей­

смического зондирования (ГСЗ), имеет блоковое строение и по­ гружен на 4-4,5 км. Впадина осложнена флексурами, куполами, мульдами. Борта ее нарушены сбросами.

Джезказганская впадина во многом напоминает Тенгизскую.

Она также выполнена отложениями верхнего палеозоя, на юге

появляются кайнозойские осадки. Строение впадины осложнено

куполами и флексурами.

Карагандинская впадина с юга примыкает к Тарбагатай­ скому антиклинорию. Выполнена угленосными образованиями девона, карбона, верхнего триаса и юры. Южный борт впадины

осложнен антиклинальными складками с углами падения до

40°.

Чу-Сарысуйская впадина ограничнваст с запада Чу-Илийский

антиклинарий и вытянута в субмеридиональном направлении.

414

Впадина выполнена об­

разованиями от позднепа­

леозойского до кайнозой­

ского возраста.

Иссыккульская впа-

дина располагается к во­

стоку от Чу-Сарысуй­ ской и ограничена разло­

мами, амплитуда смеще­

ния по которым состав­

ляет 3-4 !{М на северном

и6-8 км на южном

борту. Впадина имеет

асимметричное строение:

южное крыло ее накло­

нено под углом до 28°,

асеверноепод углом

до 7°. Впадина выполнена

сива, о чем свидетельствуют характерные изгибы окружающих

ее горных хребтов.

Илийская впадина фиксируется к северу от Иссыккульской

и отделяется от последней Заилинеким антиклинорием. Глубина погружения фундамента до 4,5 км. Впадина располагается на ге­

терогенном фундаменте: в западной части впадины он имеет ка­

ледонский возраст, в восточнойгерцинский. Заложение впа­

дины произошло в неогене, что отличает ее от других межгор­

ных впадин Центрального Казахстана.

ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ ИСТОРИИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ

В докембрии Центральный Казахстан, как и Алтае-Саянская область, входил в состав Палеоазиатского океана. В венде и кембрии здесь проходила система срединно-океанических хреб­ тов, положение !{Оторых в настоящее время фиксируется офио­

литовыми телами, отождествляемыми с океанической корой прошлого. На востоке Центрального Казахстана с конца кемб­

рия формируются дуги с андезит-базальтовыми излияниями. В конце силура проявилась позднекаледонская фаза складчато-

415

~.:·J'аJiлическими породами: железистыми кварцитами, биотито­

выми и биотит-амфиболитовыми гнейсами, филJштами, оквар­

цованными полимиктоnыми песчаниками, доломитами с кристал­

Jiическим магнезитом. ToJIЩa содержит интрузии габбро и гра­

нита. Общая видимая мощность докембрийских отложений 10-

15 км.

Палеозойские отложения развиты повсеместно и являются

основными породами, слагающими Уральский хребет. Палео­ зой представлен всеми системами, выдеJiение которых во мно­

гом основано на находках ископаемой фауны и флоры.

Нижний палеозой (кембрий, ордовик, силур) сложен глав­

ным образом терригеиными породами с прослоями известня­

ков и доломитов в верхней части. В силурийских комплексах

в большом количестве содержатся прослои эффузивов основ­

ного состава и интрузий. Общая мощность отложений нижнего палеозоя до 10 км.

Породы верхнего палеозоя (девон, карбон, лермь) мета­

морфизованы и дислоцированы cJiaбee, чем лодстилающие их

толщи раинепалеозойского возраста. Они развиты на восточ­ ном и западном склонах Урала, в средней его части они, как nравило, отсутствуют. Намечается литологическая разница од­

новозрастных отложений восточного и западного склонов. Осо­ бенно это характерно для комплексов девона. На западном склоне Урала в девоне накапливались карбонатные и терри­

геиные осадки мощностью до 4 км; на восточном же склоне в этот период формировалась мощная (до 10 км) осадачно­

вулканогенная толща. Каменноугольные отложения Урала раз­

виты на заладном склоне и представлены известняками, гли­

нами, иногда конгломератами мощностью до 2,7 км. В верхнем

карбоне проявилась интенсивная магматическая деятельность,

способствовавшая образованию гранитных интрузий. Пермские отложения широко распространены вдоль всего Предуральского

прогиба. В нижней части они представлены прибQеЖно-мор­ скими породами (известняки, доломиты, глинистые сланцы,

песчаники, конгломераты, каменная соль), в верхней части­

континентальными красноцветными песчано-глинистыми обра­ зованиями. Общая мощность отложений пермекай системы 3-

4 км.

Мезозойские отложения в пределах Урала развиты спора­

дически; они образуют коры выветривания (пестроцветные

глины, косослоистые кварцевые пески) или выnолняют узкие

грабенаобразные впадины в толще палеозоя. В nоследнем слу­

чае они представлены континентальными nесчано-глинистыми

отложениями с прослоями траппав и каменных углей. В неко­

торых случаях мощность угольных пластов достигает 200 м,

тогда они nредставляют промытленный интерес (Челябинский грабен).

418

заны интрузивные тела_ Разлом, проходящий по восточному

склону антиклинория, рассматривается как Главный Уральский

глубинный разлом. На Южном Урале, между Уралтауским ан­ тиклинорием и Предуральским передовым прогибом, располо-

жены Башкирс/\,ий антиклинарий и Зилаирекий синклинорий. Совместно эти структурные элементы Западного Ypa.IJa обра­ зуют внешнюю миоrеосинклинальную зону Уральского хребта, которая отделена от восточной эвгеосинклинальной зоны Глав­ ным Уральским глубинным разломом. В состав эвгеосинкли­ нали Урала входят Урало-Тобольский антиклинарий и Магнито­ горский, Нижнетагильский и Воеточно-Уральский синклинории.

Для всей этой зоны характерны повышенные дислоцирован­ ность, метаморфизм и более широкое развитие магматиче­

ских образований по сравнению с западной миоrеоспю<линаль­ ной зоной. В составе По"1ярного Урала и Новой Земли выде­ ляют Пай-Хойский и Наво-Земельекий антиклинории.

В процессе геофизических исследований последних лет выяв­

лено широкое развитие крупных надвигов в зоне сочленения

Уральского хребта и Восточно-Европейской платформы. Счи­

тают, что западная миогеосинклинальная зона Урала надnинута

на восточный край докембрийской платформы, и истинная гра­

ница платформы с эпигерцинской Урало-Сибирской областью проходит по Главному Уральскому разлому (см. рис. 82).

ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ ИСТОРИИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО РАЗВИТИЯ

В палеозойскую эру на месте современного Урала и прилегаю­ щей Западно-Сибирской низменности существовал Уральский океан, заложившийся н начале палеозоя на раздробленном эшi­

карельском основании. В девоне океан испытывает тенденцию

к закрытию, обусловленную сближением Евроамериканского и Сибирского континентов. По его периферии формируются остро­

водужные системы с мощными аккреционными призмами, где

протекали 1·сосинклинальные процессы. В каменноугольном пе­

риоде происходит закрытие Уральского океана и образование

Уральского горно-складчатого пояса.

Начиная с мезозойской эры (триасовый и юрский периоды),

Урал претерпевает блоковые вертикальные движения по разло­ мам, сопrовождающиеся фоrмироnанием 1·rабенов. В течение

мелового и палеагенового периодов происходила эрозионная ни­

велировка горных сооружений Урала и образование коры вывет­ ривания, а в палеогене Урал испытывал некоторое опускание,

нсвязи с чем произошло наступление моря на его восточную

окраину. Однако н нсогенс Уральский хребет совместно с при­

легающими районами Русской плиты испытал энсргиrшыс под­ нятия, нак отзвук альпийского орогенеза. Произошло обновле­ ние горного рельефа, который сохранился до настоящего вре­

мени.