Развитие районов Алтае-Саянской области

Для большей части каледонской зоны юга Сибири и Монголии характерно накопление мощных толщ девонских пород в межгорных прогибах, наложенные на складчатый додевонский фундамент и ограниченных разломами. Преобладают континентальные красноцветные отложения и вулканогенные образования.

Осадки морского генезиса представлены маломощными пачками сероцветных песчано-глинистых и карбонатных пород с остатками брахиопод, кораллов, мшанок, морских лилий. Это – результат ингрессий (проникновение моря в пониженные участки ближайшей суши), происходивших в среднем и позднем девоне. Также редко, в подчиненном количестве, присутствуют отложения внутренних бассейнов ненормальной солености (карбонатно-глинистые породы с остатками двустворок, гастропод, лингул, конодонтов, остракод, филлопод, рыб).

Девонские отложения межгорных впадин обладают огромной мощностью, слабо метаморфизованы, собраны в простые складки, прорваны небольшими интрузиями. Пример подобного разреза – девон Минусинских впадин, достигающий мощности 3-9 км. Это преимущественно красноцветные песчаники и алевролиты с трещинами высыхания, глиптоморфозами по каменной соли, линзочками гипса. Для разреза характерна четкая цикличность: нижнюю (мощною) часть каждого цикла слагают красноцветные континентальные отложения, а верхнюю (маломощную) – сероцветные лагунно-морские осадки. В нижнем и среднем девоне широко распространены наземные вулканические образования.

Иной характер имеют девонские образования северо-восточного склона Салаирского кряжа. К началу девона территория Кузбасса представляла собой краевую часть геосинклинальной области, которую с юга и востока ограничивали каледонские горные сооружения. В раннем и начале среднего девона открытый морской бассейн занимал юго-западную часть этой территории и свободно сообщался с Урало-Тянь-Шанским и Алтайским геосинклинальными морями. Большая мощность осадков сравнительно глубокого моря этого времени свидетельствует о значительных прогибании дна морского бассейна. Нижне- и среднедевонские отложения северо-восточного Салаира представлены главным образом серыми и темно-серыми известняками с богатейшей морской фауной брахиопод, кораллов, строматопарат, криноидей, конодонтов, тентакулитов, головоногих, двустворок, мшанок, рыб, остракод и др. В подчиненом количестве встречаются мергели, аргиллиты, алевролиты, песчаники. Состав фауны, наличие крупных рифовых построек свидетельствуют о теплых климатических условиях. К концу среднего девона происходит обмеление морского бассейна, начинают преобладать терригенные осадки. На окраинах Кузбасса в живетском веке начинается вулканическая деятельность в виде как подводных, так и наземных излияний. В конце среднего девона происходит общее поднятие Салаирского кряжа и значительное прогибание территории между ним и кузнецким Алатау с последующим заложением Кузнецкой впадины. В позднем девоне морские условия восстанавливаются на северной и северо-западной окраинах Кузбасса; на юго-западной окраине (Салаир) осадконакопление в конце среднего – позднем девоне уже не происходит.   

 

 

5. Каменноугольный и пермский период.

 

Каменноугольная система установлена в 1822 г. в Западной Европе. Свое название система получила по наличию в ее составе большого количества пластов каменного угля. Сокращенно система называется карбоном и делится на три отдела. Продолжительность каменноугольного периода 74 млн. лет, начался 360 млн. лет, закончился период 286 млн. лет назад.

В каменноугольном периоде широко развивается наземный растительный мир. Он представлен различными группами споровых растений: членисто-стебельными, плауновидными и папоротниками. Наряду с ними развиваются и получают значительное распространение представители  более высокоорганизованных групп голосеменных растений – это семенные папоротники и кордаиты. Последние к концу карбона занимают господствующие положение. Большое развитие в карбоне получили древовидные, хвощевидные, плауновидные и папоротниковидные формы.

Флора карбона называется «антракофитом». Каменноугольная растительность, отмирая и захороняясь, образовывала крупнейшие в истории Земли скопления угля.

Для морей карбона характерно бурное развитие фораминифер, которые иногда играли роль породообразующих организмов. Следует отметить отряд Fusulinida – крупные фораминиферы, особенно значительные скопления которых наблюдаются в Поволжье.

Благоприятные климатические условия и пышная растительность определила наземных членистоногих: пауков, скорпионов, тараканов, стрекоз. В морях карбона обитали многочисленные рыбы.  Разнообразные земноводные (стегоцефалы) населяли берега озер, заросли лесов.

Для стратиграфии морских отложений карбона наиболее важны конодонты, фораминиферы, гоанититы и брахиоподы. Определение возраста континентальных отложений основано на изучении остатков растений, а также  комплексов спор и пресноводных двустворок.

 После затишья в девоне земная кора охватывается новой волной тектонических движений, составляющих герцинскую эпоху тектоногенеза или герцинскую складчатость. Герцинская складчатость сопровождалась интенсивным эффузивным и интрузивным магматизмом, с которым, в свою очередь, связано образование месторождений полезных ископаемых. Оживились тектонические движения в областях более древней складчатости. Для областей герцинской складчатости очень характерны краевые прогибы, которые формировались в орогенную стадию развития геосинклиналей по их границе с платформами. В связи с тем, что первые фазы герцинской складчатости были очень сильными и на планете преобладали явления сжатия земной коры, рифтогенез для карбона и самого начала перми не характерен.

В раннем карбоне еще не наблюдается резкой дифференциации на климатические пояса. Широкое развитие влаго- и теплолюбивой лепидодендроновой флоры свидетельствуют о равномерном и влажном климате большей части поверхности Земли. Во второй половине карбона обнаруживаются отчетливые различия между лепидодендроновой флорой приэкваториальной флористической области, с одной стороны, и тунгусской (северной умеренной) и глоссоптериевой (южной умеренной) флорами – с другой.

 

Пермская система получила свое название от Пермской губернии. Продолжительность пермского периода 38 млн. лет, его начало 286 млн. лет назад, окончание 248 млн. лет назад.

В пермский период органический мир приобрел своеобразные черты, хотя в самом начале периода он был во многом сходен с каменноугольным.

С середины пермского периода характер наземной флоры меняется, причем особенно сильно в области распространения вестфальского типа. В результате флора поздней перми становится более однообразной; в то же время она утрачивает типичный палеозойский облик и приобретает совершенно новые черты, характерные для мезозойской эры, в составе которой преобладают голосеменные растения.

В пермских морях продолжали существовать те же группы беспозвоночных, что и в карбоне. Среди них господствовали фораминиферы, гониатиты из головоногих к концу периода сменились цератитами. Многочисленны были кондонты, двустворки, гастроподы и остракоды.

 В конце пермского периода  имело место одно из крупнейших  вымираний палеозойских организмов. Исчезли фузулиниды, четырехлучевые  кораллы, табуляты, почти все палеозойские брахиоподы, гониатиты и наутилоидеи с прямой раковиной. Вымерли трилобиты, древнейшие морские ежи древние лилии, многие палеозойские рыбы и позвоночные, а также целый ряд споровых растениц.

В пермском периоде закончилась герцинская складчатость. Ее последние фазы привели к отмиранию геосинклинального режима в оставшихся частях Урало-Монгольского пояса. Они проявились в некоторых районах Средиземноморского геосинклинального пояса и австралийской части Тихоокеанского геосинклинального пояса. На всех указанных участках возникли горные сооружения – герциниды.

Пермский период является резко выраженной геократической эпохой в жизни Земли. Море в это время сохранялось в Средиземноморском геосинклинальном поясе – Тетисе. Из Тетиса море проникло на Гондвану, образовав меридиональный залив восточной Африки. Естественным следствием горообразования и регрессии стало господство в поздней перми континентального, преимущественно засушливого климата, когда во многих районах началось формирование красноцветных и соленосных толщ и отмеченные выше изменения  органического мира.

В начале раннего карбона в межгорных впадинах накапливались мелководные морские, лагунные и континентальные толщи песчаников, известняков и доломитов с прослоями тонких пепловых туфов и туффитов. Мощность нижнего карбона до 2,2 км. Наступление моря происходило с запада. Новые поднятия начались в конце визейского века.

Отложения верхней части нижнего карбона, среднего, верхнего карбона и нижней перми во впадинах представлены континентальными угленосными отложениями мощностью до 1,3-1,6 км. Это обычно чередующиеся аргиллиты, песчаники, конгломераты и пласты каменного угля. Следовательно, после регрессии визейского моря, вплоть до перми, Минусинская, Тувинская и другие впадины представляли собой пониженные участки суши, где текли реки, находились озера и болота, произрастала древесная растительность. Физико-географические условия здесь в это время были, очевидно, близки к тем, которые отмечались для Кузнецкой впадины.

Магматические процессы проявлялись очень слабо. В перми закончилось формирование впадин и происходило постепенное выравнивание горной складчатой области.

В Алтае-Саянской области в позднем палеозое происходило чередование эпох повторного орогенеза и тектонического выравнивания. Настоящий платформенный режим еще не наступил.  

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

    III. Формирование месторождений.

 
 
 

Алтае-Саянская горная область размещается в пределах разновозрастных геоблоков: байкальской (Восточный Саян, Сангилен, Восточно-Тувинское нагорье); салаирской (Кузнецкий Алатау, Горная Шория, Восточный Алтай); каледонской (Западный Саян, Юго-Восточная Тува, частично Горный Алтай); герцинской (Рудный Алтай, Салаир) складчатости. Палеозойские складчатые структуры Алтае-Саянской складчатой области продолжаются на юг в КНР и МНР; на севере они погружаются под чехол мезозоя-кайнозоя Западно-Сибирской плиты, на востоке обрамляют древнюю Сибирскую платформу, южнее переходят в структуры Западного Забайкалья, на западе смыкаются с одновозрастными структурами Казахстана.

Алтае-Саянская горная область возникла на месте денудационных равнин и низкогорий. В кайнозое (альпийская складчатость) рассматриваемая территория испытала глыбовые тектонические подвижки, выразившиеся в сводовых поднятиях по разломам и погружении прилегающих депрессий. В современном рельефе некоторые участки денудационных поверхностей составили хребты Алтая, Саян и Тувы, а другие участки - межгорные впадины. Некоторые впадины унаследованно развиваются с герцинского времени. К их числу относится Назаровско-Минусинская межгорная впадина, соответствующая Минусинскому межгорному прогибу.

 

 

Алтае-Саянская складчатая область относится к числу интереснейших рудных провинций мира. Она рассматривается как участок земной коры, испытавший развитие магматизма и эндогенного оруденения байкальского, салаиро-каледонского и герцинского тектоно-магматических циклов. На протяжении этой сложной истории были сформированы многочисленные месторождения самых различных полезных ископаемых. Некоторые из них возникли в результате структурной перестройки каледонских и байкальских складчатых сооружений, являющихся областями завершенной складчатости и связанных с ней процессов активизации магматизма и эндоногенного оруденения. Анализ последовательности образования контактово-метасоматических месторождений железа и других металлов в истории развития Алтае-Саян показывает, что многие из них сформировались в процессе активизации более древних структур, как правило, находящихся на стыке с различными по мобильности геотектоническими регионами. Примером является область сочленения структур более молодого наложенного Минусинского прогиба с раннекаледонскими складчатыми сооружениями Кузнецкого Алатау или Восточного Саяна. Здесь в консолидированных байкальских и каледонских блоках процессами тектонической и магматической активизации охватываются различные породы (слагающие разнообразные структуры), прилегающие к зонам глубинных разломов (Балыкинскому, Кандатскому и др.).

Максимум железообразующей деятельности в этих районах приходится на период  наиболее крупной тектонической перестройки в силуро-девоне. С этим периодом глубоких перестроек в данных регионах Алтае-Саян связана общая вспышка мощной эффузивной деятельности и интрузивного магматизма, в значительной степени представленного малыми интрузиями гранатоидного состава. Массивы данных гранитов обнаруживают четкую связь с вулканизмом, залегая в полях развития девонских вулканических пород, являясь типично субвулканическими образованиями. Подобные гранитоидные тела хорошо коррелируются по составу с кислыми членами вмещающих вулканогенных толщ, появляясь лишь в связи с теми из них, которые содержат в большом количестве кислые эффузивы (кварцевые трахитовые порфиры, ортофиры, базокварцевые порфиры и др.).

В этом случае девонские вулканогенные толщи приобретают трахилипарит-андезитовый состав с переменной и подчиненной ролью основных эффузивов. Структурно-геологические и петрографические особенности данных вулканогенных пород и их взаимоотношения с интрузивными телами формации субщелочных гранитов и граносиенитов позволяют объединить их в единый магматический комплекс нижнего девона.

Формирование подобных вулкано-магматических комплексов начиналось в Д1 и проходило в своеобразной обстановке в эпоху сводово-глыбовых движений и образования структур Минусинской впадины. Образование пород комплекса связано с девонской активизацией тектонических и магматических процессов в пределах каледонид (реже байкалид). Процесс активизации сопровождался образованием многочисленных трещинных зон в пределах областей развития глубинного разлома, по которым изливались на поверхность субщелочные и отчасти основные лавы, давшие начало нижнедевонским вулканогенным накоплениям. Внутри этих же тектонических зон, но несколько позже, когда уже образовалась плотная эффузивная покрышка, препятствующая выходу магмы на поверхность, формировались мелкие резко гипабиссальные трещинные тел субщелочных гранитов, граносиенитов и сиенитов, анологичных по составу субщелочным эффузивам вулканогенной серии. После подновления этих же тектонических зон  происходило проникновения по ним  растворов, что привело к формированию скарново-магнетитовых тел.