Геолого-тектоническое строение ЮВ Финляндии

Живетский ярус сложен преимущественно осадочным породами. В центральной части Ануйско-Чуйского прогиба располагается толща темно-серых и черных алевролитов и глинистых сланцев, часто пиритизированных, чередующихся с песчаниками. Местами встречаются быстро выклинивающиеся прослои известняков , а в нижней части толщи также маломощные кислые эффузивы и туфы. Общая мощность превышает 2 километра. В данной толще найден характерный комплекс брахиопод: Spirifer cheehiel, Brahispirifer martinovi,Lamellispirifer mukronatus, Atripa ratikularis. Отложения франа местами сложены сильно известковистыми глинистыми сланцами мощностью всего до 300 метров с тонкими прослоями известняка и содержит Cirtospirifer achmet.

В центральной  части прогиба к франскому ярусу относят эффузивно-осадочную толщу мощностью от нескольких сотен метров до 1400 метров, нижняя половина которой состоит из средних эффузивов и их пирокластов, а верхняя- из глинистых сланцев, алевролитов и песчаников. В северной части прогиба под наименованием черемшанской свиты выделены отложения, объединяющие фаменский и турнейский века. Нижняя часть свиты мощностью 300 м состоит из песчаников, глинистых и мергелистых сланцев с прослоями конгломератов внизу и известняков вверху и содержит Cyrtospirifer archiaci и C. vereuili. Верхняя её часть включает переслаивающиеся песчаники и известняки мощностью 350 м со Spirifer tornacens. Границу между системами можно провести внутри свиты только по смене фауны- в кровле встречаются циртоспмриферы.

В Уйменско-Лебедском прогибе накапливались преимущественно континентальные и лагунные отложения. Здесь было сформировано несколько обособленных свит, получивших местные наименования. К нижнему девону и частично эйфельскому ярусу относится терригенная толща мощностью от 1100 до 2000 м.

Средний отдел девонской системы сложен вулканогенно-осадочной толщей мощностью  от3 до 4,5 км, содержащей в верхней  част комплекс так называемой чиелевой фауны.

Верхний девон в северной части прогиба также сложен вулканогенно-осадочными породами.

Существенные  отличия имеет разрез девона на юго-востоке  Горного Алтая в районе Чуйской  впадины, где он имеет мощность до 12 км. По мнению некоторых исследователей, отложения имеют флишевый характер, однако, они скорее напоминают малассу. Здесь выделяются две серии в которых объединено несколько свит с местными наименованиями. Нижняя из них- сайлюгемская серия залегает с перерывом и несогласием и имеет мощность порядка 3,5 км. Это красноцветная, в основном континентальная эффузивно-терригенная толща, толща содержащая прослой известняков с брахиоподами  эйфелького и живетского веков. Юстыдская серия залегает на сайлюгемской местами несогласно, в других случаях с постепенными переходами. Она состоит из сероцветных терригенных, реже карбонатных морских отложений с подчиненными пестроцветными терригенными породами континентального происхождения. На западе, в Конгорском прогибе, фаунистически охарактеризованные раннедевонские отложения отсутствуют. Своеобразный характер имеет здесь и верхняя часть живетского яруса, образующая толщу мощность до 1200 м. в составе которой главную роль играют известняки и известково-глинистые сланцы с чиелевой фауной. В чарышском районе девон залегает резко несогласно на ордовике и сложен розовыми, часто рифовыми известняками мощностью от нескольких десятков метров до 200-300 метров, содержащими фауну кобленского и эйфельского ярусов. Выше несогласно лежат эффузивы, условно относящиеся к верхам живетского яруса или к верхнему девону. 

Верхний карбон и Пермь.

Породы  этого возраста фиксируются на Алтае  отложениями угленосной формации межгорных  прогибов. Поэтому очевидно, что  во второй половине герцинского этапа развития территории Горный Алтай уже представлял область поднятий. В это время был сформирован верхний структурный этаж, и в складчатые превратились такие крупные структуры, как Ануйско-Чуйская и Уйменско-Лебдинская.

Мезозойские отложения на Горном Алтае отсутствуют, кайнозойские известны по его периферии в крупных впадинах- Зайсанской и Чуйской.

Палеогеновая  система.

В Зайсанской впадине представлен полный разрез палеогена, образующего вместе с неогеном единую терригенно-континентальную толщу мощностью около 1600 метров, которая содержит остатки млекопитающих, пресмыкающихся а также флору. В северной части впадины олигоцен вместе с миоценом занимает значительную площадь на поверхности, а также вскрыт на юго-востоке Зайсанской опорной скважиной. Это преимущественно пестрые глины и алевролиты с включениями гипса и прослоями песчаников. Максимальная мощность олигоцена достигает 400 метров. Возраст толщи определен по растительным остаткам, спорам и пыльце. В Чуйской впадине олигоцен представлен красно-бурыми глинами и суглинками мощностью до 50 метров.

Неогеновая  система.

Наиболее  полный разрез неогена большой мощности вскрыт Зайсанской опорной скважиной. На поверхности отложения этого возраста довольно широко развиты в северном борту впадины. Миоцен представлен глинами, алевролитами и песками, которые местами подстилаются галечниками, и содержит моллюсков, остракодовых и рыб. Мощность миоцена в центральной части впадины достигает 470 метров, к периферии уменьшается. Выше по разрезу следуют известковистые глины и алевролиты с прослоями мергелей, песков и галечников. Эти отложения, имеющие мощность около500 метров, условно относятся к плиоцену.

В Чуйской  впадине неогеновые озерно-аллювиальные отложения миоцена и плиоцена имеют мощность свыше 300 метров- это разнообразные глины, суглинки, песчаники, галечники, ракушечниковые и водорослевые известняки, мергели. 

Четвертичная  система.

Антропогены отложения на Горном Алтае представлены различными генетическими типами. В  высокогорных районах и в Чуйской  впадине выделяется ледниковый комплекс, принадлежащий двум эпохам оледенения. В составе его участвуют моренные и флювиогляцеальные отложения. В районах предгорий широко распространены лёссовидные суглинки, эоловые образования, представленные грядовыми и барханными

песками, а также конусы выноса и предгорные шлейфы пролювиально-делювиального  происхождения. Известны озерные отложения , а к долинам крупных рек приурочены разновозрастные аллювиальные отложения слагающие несколько террас. 

Магматизм.

 В сложной и своеобразной геологической истории Алтая магматизм проявлялся неоднократно как в эффузивной, так и в интрузивной фациях.          

В протерозое, кембрии и силуре в геосинклинальные фазы развития Горного Алтая действовали  подводные извержения. Извергались  главным образом продукты основной магмы: порфириты, диабазы и их туфы; они переслаивались с нормально  осадочными, преимущественно песчано-глинистыми слоями, создавая мощные терригенно-вулканогенные  накопления; подвергшись интенсивному региональному метаморфизму, они  превратились в зеленые сланцы, филлиты, граувакки, зеленокаменные породы. Весь этот большой комплекс отложений следует считать типичными эвгеосинклинальными образованиями каледонского цикла. Широким и повсеместным был девонский вулканизм, проявлявшийся в Горном Алтае чаще всего в форме наземных извержений центрального типа и создавший значительные толщи порфириговых лав и туфов, а также кварцевых и фельзитовых порфиров. Извержения были связаны с многочисленными и крупными разломами земной коры, возникшими уже после складкообразования, в эпоху наступившего субаэрального режима. В связи с этим породы девонского вулканизма не испытали зеленокаменного перерождения.

С большой  определенностью устанавливают время монцонитовых или габбро-сиенитовых, а также адамеллитовых, габбровых и гипербазитовых интрузий на границе кембрия и ордовика. В предсилурийский (таконский) тектогенез интрудировали трондьемиты, опдалиты, габбро-диориты, грано-диориты; все эти породы тяготеют к ряду производных более или менее основной магмы. Интрузии, относимые к девону, выражены грано-диоритами, альбит-порфирами, затем массивными гранит-порфирами и гранитами; более молодыми являются трондьемит-опдалитовая интрузия, лампрофиры, граниты, условно причисляющиеся к верхнему палеозою.       

Наибольшее  практическое значение имеют гранитоидные интрузии, которым и посвящены  многие исследования. Особенно подробно Н. А. Елисеевым были изучены интрузии Калбинского хребта; при этом он обратил внимание и на заиртышские хребты, слагающие Рудный и частично Горный Алтай. Он выделил на Алтае две интрузии — более раннюю, давшую плагиограниты змеиногорского комплекса, и более позднюю, давшую калбинский комплекс слюдяных гранитов. С жильными образованиями змеиногорской интрузии — кварцевыми альбит-порфирами и альбитофирами Н. А. Елисеев связывает полиметаллическое оруденение Алтая, с калбинским — редкометалльное.               

В. П. Нехорошев, признавая существование змеиногорских и калбинских гранитоидов, а также последовательность их внедрения, не видит оснований разделять их на две самостоятельные интрузии. По его мнению, гранитоидная магма внедрялась пульсационно с относительно небольшими перерывами во времени; биотитовые граниты интрудировали, когда гранитоиды змеиногорского комплекса еще не раскристаллизо-вались окончательно, вследствие чего они и не секут друг друга.           

Отрицая разновозрастность гранитов, В. П. Нехорошев считает, что все они произошли из одного очага. Однако плагиограниты внедрялись в связи с завершением складчатости, биотитовые граниты — в связи с образованием расколов, порфировидные — несколько позднее, после неполного отвердевания поверхностных частей массивов биотитовых гранитов под влиянием новой тектонической пульсации. Теснейшим образом он увязывает возникновение рудных месторождений Алтая с определенным моментом тектонических пульсаций. Начало тектономагматического цикла он относит ко времени после нижней перми. 

Неотектоника.

Формирование  зон разломов играет значительную роль в создании современной структуры  Алтайского региона. Главное значение при этом имеют сдвиги, а иногда надвиги северо-западного субширотного простирания. Некоторые древние разломы обновлялись в новейшее время и участвуют в формировании новейшего неотектонического плана. Часто они обусловлены явлениями коллизии и в зависимости от изменения полей направлений, периодически активизировались на продолжении всей геологической истории региона. Образование кайнозойских молодых разломных структур в основном вызвано обновлением древних сдвигов в результате субмеридианального сжатия. Одновременно с ними медленно возникали и структуры растяжения соответствующих ориентировок.

Деформации, связанные с коллизией Индийской  и Северо- Азиатской континентальных плит достигли Алтайского региона в конце палеогена- начале неогена. В результате субмеридианального сжатия, возникшего под воздействием Индостанского клина, обособились Алтайский и Кузнецко- Саянский блоки поднятий. Наиболее контрастные кайнозойские подвижки привели к формированию Чуйской, Курайской, Бертекской, Джулукульской и некоторых других впадин. Этому способствовало оживление Чарышско- Теректинского, Курайского и Шапшальского разломов и появление новообразованных зон разрывного характера с вертикальными изменениями, достигшими 1,5-2 км. Типична в этом отношении субширотная зона, проходящая через верховья р. Бухтармы ( Бухтарминская разрывная зона).

Контрастность этих изменений затухает в северных районах Горного Алтая, так что  на границе с Бийско-Барнаульской впадиной формировались пологие дугообразные своды. Но и здесь амплитуды взбросов достигали до 700м, как например по субширотной зоне, по которой палеозойские образования Горного Алтая надвинуты на олигоцен-четвертичные отложения Западно- Сибирской плиты.

В результате этих движений образовались различные  по морфологии впадины, разделяемые  горными хребтами. На одних отрезках неотектонической истории динамические обстановки проявлялись в виде структур сжатия, на других возникали структуры сдвигового растяжения с грабенами и структурами расплющивания. Неотектоническая активность проявляется и в настоящее время в виде поясов сейсмичности.

История развития района.

История развития западной части Алтае- Саянской горной страны достоверно документирована геологическими материалами начиная с раннего палеозоя. Наиболее древние структуры, оформившиеся в качестве геосинклинальных складчатых областей еще в кембрии и представляющие собой участки раннекаледонской стабилизации, располагаются в восточной части рассматриваемой территории-Бийско- Катунский горст-антиклинорий. Геосинклинальное развитие здесь началось задолго до кембрийского периода и совершенно определенно фиксируется для позднего протерозоя. Эти раннекаледонские, или салаирские структуры неразрывно связаны с сибирскими каледонидами и могут рассматриваться в качестве своеобразных структур типа срединных массивов.

В течение  позднего кембрия и ордовика весь Горный Алтай, за исключением указанных участков ранней стабилизации, представлял собой гесинклинальную систему, в пределах которой происходило интенсивное прогибание  с накоплением многокилометровых песчано-сланцевых толщ.  Местами они имеют флишоидный характер, но главным образом могут быть отнесены к аспидной или граувакковой формации. Внутри геосинклинальной системы в этот период её развития обособились геосинклинальные прогибы и геоантиклинальные поднятия, которые развивались унаследовано и позже в конце раннего, в начале среднего палеозоя.

Тектонический режим в течение рассматриваемого периода был очень неустойчивым , что подтверждается наличием существенных перерывов внутри ордовика. В результате этих движений особенно энергичных к концу ордовика и сопровождавшихся гранитным магматизмом, нижний палеозой был смят в складки и разбит крупными разломами северо-западного простирания. К этому времени относится оживление некоторых ранее возникших и заложение новых зон глубинных разломов. По ним происходили вертикальные перемещения отдельных крупных глыб, одни из которых опускались и дали начало геосинклинальным прогибам, а другие а другие поднимались. Палеотектоническая обстановка этого периода в районах, расположенных к западу от Горного Алтая, остается неясной.