Каледонские складчатые зоны (каледониды)

Западно-Саянская зона

Типичной складчатой зоной каледонского возраста следует считать Западно-Саянскую. Анализ тектонической структуры и стратиграфического разреза зоны показывает, что в раннем палеозое в течение всего кембрия и нижнего силура здесь существовала геосинклиналь, расположенная между геоантиклинальными и ранее консолидировавшимися структурами Тувинского массива на юге и Алтае-Кузнецкой складчато-глыбовой зоны (включающей в себя фундамент Минусинской котловины) на севере.

В основании стратиграфического разреза зоны находится так называемая джебашская формация кристаллических сланцев. В ее составе преобладают кварцево-альбит-хлоритовые и актинолитовые сланцы, а также амфиболовые сланцы и амфиболиты, которым подчинены спорадически встречающиеся слюдистые и железистые кварциты и пьемонтитовые сланцы. Эта серия сланцев образует вытянутую согласно с общим направлением зоны полосу, густонасыщенную линейными телами интрузий преимущественно габбрового и диоритового состава, причем в современной структуре Западного Саяна она представляет собой горст — антиклинальное сооружение, осложняющее сравнительно простую синклинальную структуру Западного Саяна. По ряду соображений, ей приписывается докембрийский возраст.

Стратиграфически выше лежит эффузивно-осадочная толща нерасчлененного нижнего и среднего кембрия. Это типично геосинклинальная толща зеленокаменных эффузивов типа спилитов и кератофиров (представляющих собой продукт подводных излияний), сопровождающаяся различными туфовыми, глинистыми, кремнистыми и углистыми сланцами, в меньшей степени — известняками и кварцитами. Толща весьма интенсивно дислоцирована в направлении, параллельном контурам зоны в целом. Породы, как правило, рассланцованы и испытали метаморфизм, обычно проявляющийся в амфиболитизации в пределах локальных зон, отвечающих наиболее глубоким прогибам и связанных с разломами. Именно к этой толще, которую можно квалифицировать как офиолитовую формацию, пространственно приурочены интрузии гипербазитов, слагающие мощный Западно-Саянский гипербазитовый пояс.

По данным А. Г. Сивова, стратиграфически выше лежат те зффузивноосадочные толщи кембрия, которые широко развиты на северных склонах Западного Саяна и в пределах примыкающих частей Минусинской котловины и которые выделены им в так называемые нижне — и верхнемонокскую формации (свиты) среднего кембрия. В составе первой из них преобладают основные и кислые эффузивы; в составе второй — конгломераты и песчаники — продукты размыва эффузивов предыдущей свиты, а также известняки с фауной. Эта фауна раньше определялась как характерная для середины среднего кембрия (санаштыкгольский горизонт), но, по новым данным, она занимает положение в самых верхах нижнего отдела кембрийской системы.

Весьма характерны расположение этих зффузивно-осадочных толщ в виде выдержанной полосы вдоль шва, отделяющего Западный Саян от Минусинской котловины, а также приуроченность к этой полосе крупных линейных массивов, так называемых маинских гранодиоритов, т. е. интрузии гранитоидов, возраст которых определяется как средний или верхний кембрий. Достаточно очевидно закономерное симметричное расположение кембрийских толщ и интрузий в структуре Западного Саяна. Полосы развития офиолитовой формации фиксируют, очевидно, срединные части геосинклинальной зоны и области ее максимального погружения. Гипербазитовые пояса, располагаясь по краям геосинклинального трога, фиксируют зоны оформившихся в начале салаирского этапа глубинных разломов. С отчетливо выраженным несогласием на различных толщах кембрия и салаирских интрузиях лежат широко развитые в пределах зоны и очень характерные для нее геосинклинальные мощные толщи нижнего силура. В низах этих толщ наблюдаются грубокластические пачки с мощными базальными конгломератами в основании, развитые главным образом по окраинам Западно-Саянской зоны в области смыкания ее с соседними жесткими массивами. Во внутренних частях зоны развиты мощные толщи песчаников и глинистых сланцев, обычно сильно дислоцированных, рассланцованных и испытавших в зонах смятия интенсивный динамотермальный метаморфизм с образованием различных метаморфических пород. Возраст толщ удается определить благодаря находкам нижнесилурийской фауны [Кудрявцев, 1949]. Характерны проявления типичной линейной или полной складчатости, сопровождающейся рассланцеванием, а также синорогенные гранитные интрузии, следующие за складчатостью и рассланцеванием и связанные с раннекаледонским этапом тектогенеза. Возраст интрузий и метаморфизма толщи определяется достаточно точно благодаря находкам соответствующих пород в гальке базальных конгломератов верхнесилурийских отложений южных склонов Западного Саяна. Более молодые толщи не имеют в строении Западно-Саянской зоны существенного значения, встречаясь только в небольших тектонических депрессиях типа межгорных прогибов, располагающихся внутри Западного Саяна (Усинская котловина и др.). Среди них известны: а) известняково-песчаниковая толща верхнего силура, являющаяся аналогом чергакской и элегестской свит Тувы, но мощность которых не превышает 0,4−0,5 км; б) эффузивная толща верхнего силура Усинской котловины, являющаяся, по-видимому, аналогом алашской свиты Тувы, но также не достигающая в Саянах ни значительной мощности, ни сколько-нибудь широкого развития; в) красноцветная континентальная толща девона Усинской котловины; г) верхнепалеозойская континентальная угленосная свита, известная в виде ничтожных островков в тектонических впадинах верховьев р. Бол. Абакан.

Все эти толщи, начиная с верхнесилурийской, лежат на нижнепалеозойском фундаменте с резко выраженным несогласием и представляют собой верхний структурный этаж. Тем самым фиксируются возраст Западно-Саянской складчатой зоны и время ее консолидации как складчатой структуры. Как это вытекает из приведенного материала, в Западно-Саянской зоне мы имеем пример раннекаледонской складчатой зоны, наложенной на более древнюю салаирскую геосинклинальную и складчатую зону.

Позднейшие тектонические движения, в частности варисские, проявились в Западном Саяне в виде крупных глыбовых складок и блоковых поднятий по разломам, частью вновь образованным, но чаще по обновившимся в эту эпоху издавна мобильным швам. Такого именно типа движения проявились в варисскую эпоху по северной и южной окраинам Западного Саяна. Именно с этими краевыми разломами, а также с прогибом осевой зоны Западного Саяна связаны позднекаледонские и ранневарисские посторогенные гранитные интрузии.

Алтае-Салаирская складчатая зона

В Алтае-Салаирскую складчатую зону входят тесно связанные между собою каледонские структуры Салаира и Горного Алтая. Являясь участками каледонской геосинклинальной зоны, подобной описанной выше Западно-Саянской они испытали консолидацию в основном в различные стадии каледонского этапа тектогенеза. Будучи расчлененными последующими прогибами и разломами, они распадаются на ряд складчато-глыбовых структур сложного внутреннего строения.

На севере обособляется ясно выраженный в современном рельефе Салаирский массив. В своей большей, северо-восточной части — это структура каледонского возраста и только самая южная часть современного Салаира является более древним, кембрийским складчатым сооружением. Для стратиграфического разреза Салаирского массива характерны следующие особенности. Самые древние породы представлены здесь кембрийскими эффузивно-осадочными образованиями. Более древние, докембрийские толщи, в частности характерные для соседних районов Горной Шории карбонатные толщи протерозоя, здесь отсутствуют, чем Салаирский массив и Алтае-Салаирская складчатая зона в целом резко отличаются от более древней Алтае-Кузнецкой складчато-глыбовой зоны.

Среди кембрийских отложений наиболее распространены толщи нижнего и среднего кембрия. Нижнекембрийские образования представлены аламбайской свитой, которая по составу (спилиты, туфосланцы, глинистые и кремнистые сланцы) обнаруживает сходство с синхронной ей свитой нижнего кембрия Западного Саяна, является довольно типичной офиолитовой формацией, характерной для наиболее глубоких прогибов геосинклинальных зон. К ней приурочены ультраосновные интрузии, образующие Салаирский гипербазитовый пояс. Выше залегают толщи рифовых археоциатовых известняков (гавриловская формация), а также зффузивно-туфогенные и кластические толщи (печеркинская, бачатская и прочие формации, выделенные авторами, исследовавшими Салаирский кряж). Верхнекембрийские отложения пользуются гораздо меньшим развитием и известны лишь на северо-восточном склоне Салаира.

Подобно Западному Саяну, для разреза Салаирского массива характерно наличие мощных песчано-сланцевых флишеподобных толщ нижнего силура. Гораздо менее значительна роль фаунистически охарактеризованных известняковых и песчано-сланцевых толщ верхней половины ордовика. Толщи верхнего силура относительно большой мощности распространены на ограниченных площадях и гораздо слабее дислоцированы, нежели нижнепалеозойские образования. Наконец, девонские отложения еще слабее дислоцированы и образуют отчетливо выраженный структурный ярус. Как известно, Салаир беден интрузиями. Кроме упоминавшихся кембрийских гипербазитов, известны каледонские диоритовые интрузии, а на западной окраине Салаирского массива, уже в пределах смежной варисской складчатой зоны, располагаются варисские гранитные интрузии.

Южным продолжением Салаира являются каледонские структуры современного Горного Алтая и, прежде всего, та его часть, которая обособляется нами в качестве так называемого Белокурихинского массива. В Центральном Алтае выделяется каледонская структура Чарышско-Теректинского горстового массива. Стратиграфический разрез массива отличается следующими особенностями.

Основание разреза слагает теректинский метаморфический комплекс, т. е. толща серицит-хлорит-альбитовых, актинолит-хлоритовых и других сланцев, амфиболитов, слюдистых кварцитов и других пород, испытавших региональный метаморфизм в условиях амфиболитовой фации и частью фации хлоритовых сланцев. Этот комплекс слагает так называемый теректинский горст и относится к докембрию, по-видимому, к нижнему протерозою. Стратиграфически выше располагаются зеленокаменные эффузивные толщи кембрия (аналог офиолитовой формации Западного Саяна), также содержащие массивы гипербазитов. Еще выше залегают толщи песчаников и глинистых сланцев нижнего силура, особенно широко развитые на юге массива, в Катунских Альпах и на Южном Алтае, где они выделены в качестве кабинской свиты. В указанных местах они являются наиболее древними образованиями, слагая основание стратиграфического разреза. Верхние свиты нижнего силура, а также верхнесилурийские образования, свойственные Ануйско-Чуйской зоне, здесь полностью выпадают из разреза. Отсутствуют и нижнедевонские толщи. Непосредственно на фундаменте из метаморфизованного нижнего силура, а в некоторых случаях непосредственно на метаморфических сланцах теректинского комплекса докембрия лежат пестроцветные среднедевонские толщи. Совершенно очевиден крупный перерыв и денудация, предшествующие отложению среднедевонских толщ, т. е. проявления положительных движений Чарышско-Теректинского массива в то время, когда соседние депрессионные структуры таких движений де испытывали и, напротив, переживали последовательное погружение и аккумуляцию осадков. Толщи среднего девона лежат не нижнепалеозойском основании резко несогласно. Представлены они в низах преимущественно эффузивными образованиями, причем в них преобладают кислые по составу эффузивы. Последние сопровождаются туфами, яшмами и кластическими осадками. Среди интрузивных образований выделяются кембрийские гипербазиты, слагающие пояса, приуроченные к зонам глубинных разломов по окраинам Теректинского горста [Егоров, 1937; Кузнецов В. А., 1948б]; гранитоиды тургундинского комплекса неопределенного возраста [Егоров, 19 371]; диоритовые интрузии, секущие нижнесилурийские толщи, также неопределенного возраста и, наконец, варисские гранитные интрузии. Последние проявляются широко, образуя многочисленные массивы, располагающиеся в толщах фундамента, в частности в толщах нижнего силура, но нередко и среди девонских толщ, прорывая и метаморфизуя последние.

Анализ стратиграфического разреза и сравнение его с разрезами соседних структур дает материал для выделения описанного элемента структуры Горного Алтая в качестве особого блока, приобретшего уже в додевонском этапе развития черты геоантиклинальной положительной структуры. Совершенно очевидно, что здесь проявился глубокий додевонский размыв, которого не было в соседней Ануйско-Чуйской депрессии. В течение всего девона здесь, очевидно, существовало относительное поднятие с господством размыва над аккумуляцией осадков, с кратковременными трансгрессиями лишь в среднем девоне, в то время как в соседних областях на севере и на юге в Рудном Алтае — существовал устойчивый геосинклинальный режим с преобладающими опусканиями и накоплением мощных толщ осадков. Следовательно, Чарышско-Теректинский массив представлял собой геоантиклинальное поднятие в варисской геосинклинали Алтая, а затем срединный массив в варисской складчатой системе последнего.