главные складкообразовательиые и горообразующие процессы. Одновременно начались энергичные прогибания соседней Кузнец кой впадины, которая в течение позднего палеозоя заполнилась угленосной формацией огромной мощности. Отсутствие несогла сий в угленосных толщах и согласное налегание на них нижнего триаса свидетельствует о том, что значительных поднятий и склад кообразования в течение этого длительного периода не было, и только в конце раннего триаса или несколько позже произошли энергичные глыбовые н слабые складкообразовательные движе ния, сопровождавшиеся эффузией базальтов платформенного типа. Движения эти, по-видимому, завершили герцинскую тектониче скую эпоху.
В мезозойско-кайнозойском этапе заметные прогибания испы тали центральные части Кузнецкой впадины (в юре), а также небольшие участки к северу и югу от Салаирского антиклинория (в юре, позднем мелу, палеогене). Большая часть Томь-Колыван- ской зоны была вовлечена в прогибания в связи с грандиозными опусканиями земной коры в пределах Западносибирской плиты.
Новейшие движения, создавшие современный рельеф рас сматриваемой территории, были относительно незначительными, чем она резко отличается от большинства других регионов АлтаеСаянской горной страны.
* |
* |
|
* |
В, заключение необходимо вкратце остановиться па общей тектонической позиции рассмотренных крупных структурных единиц и их возможных связях с близрасположенными складча тыми сооружениями.
Н. С. Шатский решает этот вопрос следующим образом. «Вероятным продолжением складчатой системы Алтая, — пишет этот исследователь, — является Томь-Колыванская складчатая зона, обрезающая с севера каледонские складки Салаира. Общий характер разреза этой зоны указывает на наличие здесь в конце среднего палеозоя достаточно глубокого и сложного прогиба, захваченного позднее герцппской складчатостью. В поперечном направлении к Томь-Колыванской зопе в виде клина, входящего между Салаиром и Кузпецким Алатау, располагается крупный н глубокий Кузнецкий прогиб. Эта чрезвычайно своеобразная по строению впадина имеет характер поперечного краевого про гиба герцинской складчатости, развившегося на каледонском складчатом основании. Длительность формирования и огромные мощности угленосной формации, верхние горизонты которой отно сятся к перми, а также почти полное отсутствие проявлений магматической деятельности хорошо отличают Кузнецкий прогиб
от |
восточнее |
расположенных Минусинской и других впадин и |
не |
оставляет |
сомнения в его герцинском возрасте» 189-1J. |
|
В приведенную характеристику необходимо внести одпо суще |
|
ственное уточнение. Саланрский антиклинорий, как следует нз
181
всего сказанного выше, нужно относить не к каледонским, а к раннегерцинским складчатым сооружениям; он, по-видимому, тесно связан в своем развитии с Горным Алтаем. Но в этом случае Куз нецкий краевой прогиб развился не на каледонском складчатом основании, а на стыке раниекаледонских и раннегерцинских структур. Вероятно, такое его положение обусловило ряд отли чий в характере осадконакопления, проявлениях вулканизма и тектонических особенностях северо-восточного и юго-западного бортов. В частности, получает естественное объяснение развитие линейных складок на юго-западной его окраине и структур плат форменного типа — на северо-востоке. В этом здесь, по-види- мому, находят специфическое выражение явления унаследованности тектонических структур. Поэтому нет необходимости объяснять такую картину различной степенью «тектонического давления» со стороны Салаирского кряжа и Кузнецкого Алатау, как это делают многие геологи.
ЦЕНТРАЛЬНЫЙ КАЗАХСТАН
Под Центральным Казахстаном в геологической литературе понимается обширная территория в северо-восточной части Казах ской ССР, прекрасно выраженная на геологической карте выхо дами на поверхность разнообразных пород палеозоя; последние играют главенствующую роль в геологическом строении области.
Структуры Центрального Казахстана находятся в западной части огромного палеозойского пояса, восточное «крыло» которого образуют Алтае-Саянские складчатые сооружения. Граница между ними условно может быть проложена где-то в области юго-западного крыла Чарского антиклинория. На северо-западе Центральный Казахстан граничит с Западносибирской низмен ностью, а па западе — с Тургайским прогибом. Наиболее слож ную конфигурацию граница складчатой области имеет на югозападе, юге и юго-востоке, где в ее пределы включаются ЧуИлийские горы, Джунгарский Алатау, Тарбагатай и Саур.
По устройству поверхности Центральный Казахстан предста вляет собой область развития мелкосопочника, .под которым понимается обычно беспорядочное чередование отдельных невы соких холмов и их групп с более выровненными поверхностями в виде широких долин и обширных плоских котловин. На фоне пологоволнистого рельефа местами выделяются группы гор и ряд хребтов. В последних высоты не превышают 1,5 км, однако отдельные окраинные горные сооружения (Джунгарский Алатау) своими вершинами выходят за пределы снеговой линии.
Среди более или менее четко выделяющихся горных сооруже ний на западе Центрального Казахстана протягивается в меридио нальном направлении хребет Улутау, от которого отходит ряд небольших отрогов. Севернее Улутау располагается вторая не высокая горная область — Кокчетавские горы. Довольно низкий
1 8 2
пологий хребет выделяется на юго-западе — Чу-Илийские горы, крайняя юго-восточная часть которых обособляется под назва нием гор Кандыктас. В центральной части располагается группа возвышенностей — Каркаралинские горы, а па востоке протяги ваются четко выраженные горные хребты Чингизтау, Тарбагатай и еще дальше к востоку — Саур. Несколько особняком, занимая крайнюю юго-восточпую часть рассматриваемой территории, рас полагается хребет Джунгарский Алатау, с отдельными высотами свыше 4000 м.
Рис. 37. Схема тектонического районирования Централь ного Казахстана (но А. А. Богданову).
1 — миогсосшшлинальиая зона калсдонид; 2 — эвгеосинклннальпая зона калсдонид; 3 — Джунгаро-Балхашский гсрцинскнй мегасинклинорий; 4 — мсгантнклннорий; 5 — Пртыш-Зайсанскнй гсрцинскнй мегасинклинорий; 6 — краевые вулканические пояса; 7 — разрывные нарушения
Большая часть территории Центрального Казахстана предста вляет собой сухие степи с солеными озерами и небольшими реч ками, обычно пересыхающими летом. На северо-западной его окраине имеются отдельные лесные массивы. Южная часть занята полупустынями и пустынями: западнее оз. Балхаш располагается Бетпак-Дала (Голодная степь), а южнее песчаная пустыня Сары- Ишик-Отрау.
Центральный Казахстан начали детально изучать только в советское время; в дореволюционный период геологическое устройство этой обширной территории оставалось почти совсем не исследованным. Очень большую роль в изучении этой страны сыграли Н. Г. Кассии и Н. С. Шатский и большая группа их сотрудников и учеников. И. Г. Кассии, начав свои исследования
1 8 3
еще до революции, с середины 20-х годов возобновил их и про должал работать здесь до конца жизни. Н. С. Шатский воз главлял крупный коллектив геологов с середины 30-х годов, а позже, уже в послевоенные.годы, работы эти были продолжены под руководством А. А. Богданова. В результате исследований Н. Г. Кассина, с одной стороны, и Н. С. Шатского — с другой, были разработаны различные концепции о строении и геологиче ском развитии Центрального Казахстана. Кроме названных выше ученых, весьма важные исследования были проведены М. И. Алек сандровой, Н. А. Афоничевым, В. Ф. Беспаловым, Л. И. Боро виковым, Б. И. Борсуком, Р. А. Борукаевым, Н. Л: Бубллченко, В. А. Вахрамеевым, Г. И. Водорезовым, А. Г. Гокоевым, Ю. А. Зайцевым, Б. М. Келлером, В. С. Коптевым-Дворниковым, П. Н. Кропоткиным, К. Л. Кушевым, Н. Г. Марковой, Г. Ц. Ме-
доевым, |
Н. П. Михайловым, |
В. П. Нехорошевым, Б. А. Петру- |
|
шевским, |
П. А. Ренгартеном, |
М. П. Русаковым, |
Д. Г. Сапож |
никовым, |
К. И. Сатпаевым, |
Е. Д. Шлыгиным, |
Г. Н. Щербой, |
М. М. Юдичевым, И. С. Яговкиным, Д. И. Яковлевым и дру гими геологами.
По особенностям геологического развития в целом Централь ный Казахстан разделяется на две части — западную и восточную, которые имеют как черты сходства, сближающие их между собой, так и довольно резкие отличия. Геологическая история этих обла стей в среднем и верхнем палеозое настолько различна, что боль шинство исследователей выделяют западную и юго-западную половину региона в качестве каледонских сооружений, а централь ную и северо-восточную относит к герцинидам (рис. 37).
Стратиграфия
Докембрийские отложения широко распространены на за
паде — в |
Кокчетавском и |
Улутауском |
районах. |
Значительные |
|
площади |
сложены отложениями этого |
возраста |
в |
Бетпак-Дале |
|
и севернее — в Атасуйском |
и Еремеиьтауском |
районах. В раз |
|||
работке стратиграфии этих отложений остается много неясных вопросов; стратиграфические схемы, предложенные разными ис следователями, нередко еще трудно увязываются между собой, а иногда и вообще противоречивы. Особенно значительные разно гласия существуют в отношении наиболее древних образований:
вих составе одни исследователи выделяют (впрочем, без достаточ ных к этому оснований) нижний и верхний архей, тогда как дру гие предлагают вообще отказаться от применения терминов архей и протерозой, а третьи включают все докембрийские отложения
всостав рифея.
Образования |
предположительно а р х е й с к о г о |
возраста |
обособляются в |
ядрах Кокчетавского и Улутауского |
поднятий. |
В составе их участвуют биотитовые и роговообманковые гнейсы и кристаллические сланцы, амфиболиты, кварциты и кварцитовые
1 8 4
сланцы с прослоями и линзами мраморов. Для участков развития этих пород характерно проявление гранитизации и мигматизации. Мощность их превышает 3 км [53]. Формационный облик кристаллпческих толщ (зереидинская серия Кокчетавского массива и бектурганская серия Улутау) позволяет думать, что они могут отно ситься не к архею, а к эозою; такому предположению не противо речит и их абсолютный возраст — 2600 ± 100 млн. лет [44].
К н и ж н е м у — с р е д н е м у п р о т е р о з о ю относят ряд серий и свит мощностью до 2—3 км, сложенных породами, находящимися па низких ступенях регионального метаморфизма. Отложения эти отделены перерывом и несогласием как от подсти лающих, так и от более молодых пород. В составе их находятся разнообразные зеленые сланцы — хлоритовые, серицитовые, акти-
. нолитовые, эпидотовые и другие, слюдяные сланцы и филлиты, порфироиды и лорфиритоиды, кварциты, кварцитовые и кварцграфитовые сланцы с прослоями известняков и доломитов. В Улу тау, где в составе ‘ этой возрастной группы выделено несколько серий, для разрезов особенно характерно наличие мощных толщ железистых кварцитов, в том числе относящихся к типичной вул каногенной джеспилитовой формации (например, карсакпайская серия). В бассейнах рек Селеты, Оленты и Шидерты (северо-вос точные районы Центрального Казахстана) распространены амфи болиты и порфиритоиды, среди которых в виде отдельных про слоев находятся филлиты и кварцитовые сланцы. Радиометриче ские данные в общем подтверждают правильность их отнесения к данной возрастной группе: секущие гранито-гнейсы имеют воз раст 1730 ± 130 млн. лет, а порфироиды из верхней части раз резов в Кокчетавском поднятии и Улутау — 1300—1200 млн. лет [44].
В е р х н е п р о т е р о з о й с к и е отложения отделены от подстилающих перерывом, а местами залегают на них с резким несогласием. В западной (каледонской) части Центрального Казахстана (см. рис. 37) в основании разрезов всюду распола гается кварцито-песчаниковая формация (кокчетавская, уштобинская и другие свиты), выраженная очень однообразной толщей обломочных кварцитов мощностью от 500 м до 2,5 км [43]; вос точнее развиты яшмо-кварцитовые толщи с горизонтами вулка нитов. Вышележащий вулканогенпо-терригенныи комплекс со стоит из кислых вулканитов, которым подчинены лавы основного и среднего состава, конгломераты и туфопесчаники, а в других случаях яшмо-кварциты. Мощность толщи достигает нескольких километров (коксуйская серия Улутау — около 3,5 км). Верхняя часть разрезов слагается очень пестрым по составу комплексом пород — конгломератами, песчаниками, средними и кислыми лавами, туффитами, карбонатными и кремнистыми породами. Среди этих отложений, относимых к венду, находится очень свое образный комплекс пестроцветных терригенпых пород, «ленточ ных» известняков и тиллитоподобных конгломератов (улутауская
серия и ее возрастные аналоги). Следует отметить, что во мно гих районах вулканогенно-осадочная толща верхнего протеро зоя — нижнего кембрия выделяется в виде единого уртынджальского комплекса. Большая пестрота разрезов верхнего протерозоя далеко не везде позволяет уверенно сопоставлять их и поэтому возрастная принадлежность выделяемых многочисленных серий и свит не всегда достаточно достоверна. Для некоторых из них имеются определения изотопного возраста: кварцито-песчанико вая кокчетавская серия 1150 млн. лет, эффузивы коксуйской серии 800 млн. лет.
К е м б р и й . Кембрийские отложения довольно широко рас пространены лишь в северо-восточных районах; на остальной тер ритории они развиты очень ограниченно.
Нижний кембрий залегает на более древних породах резко несогласно и включает две свиты: телескольскую и бощекульскую, также разделенные несогласием. Нижняя телескольская свита мощностью свыше 2 км состоит из кремнисто-хлоритовых и крем нисто-полевошпатовых алевролитов, граувакковых и аркозовых песчаников, конглобрекчий и брекчий с маломощными прослоями яшм и кварцитов и отдельными покровами базальтов и их пирокластов. Бощекульская свита, имеющая облик типичной спилиткератофировой формации, сложена вулканитами и небольшим количеством чередующихся'с ними морских терригенных пород.
Внижней ее части преобладают основные и средние лавы и туфы,
вверхней — более кислые породы кератофирового ряда, сопро вождаемые пирокластами. Мощность свиты в разных участках колеблется от 2400 до 4600 м. В ней обнаружена фауна археоциат, трилобитов и брахиопод ленского яруса. Не имеющая фауны телескольская свита условно относится к алданскому ярусу.
Средний кембрий также подразделяется на две свиты: нижняя называется майданской, а верхняя — сасыксорской. Первая со стоит из алевролитов, аргиллитов и песчаников с прослоями известняков и многочисленными мощными пластами различно окрашенных яшм; изредка в ней попадаются порфириты и их туфы. В ней найдены трилобиты и другая фауна низов среднего кембрия. Мощность свиты 1000—1200 м. Сасыксорская свита зале гает местами согласно, а иногда с угловым несогласием и сложена
терригенными породами, в нижней части грубозернистыми. Во многих местах свита имеет флишоидпый характер, с ритмиче ским чередованием алевролитов и песчаников, в других пунктах она сложена более грубозернистыми осадками — конгломератами, гравелитами, песчаниками. В верхней ее части имеются прослои известковистых песчаников и известняков с Anomocare и другими среднекембрийскими трилобитами. Мощность свиты от 1 до 2,5 км.
Верхний кембрий, в котором всюду отсутствуют нижние гори зонты, вместе с тремадокским ярусом объединяется в торткудукскую свиту. Она представлена частым чередованием морских терригенных и карбонатных осадков с вулканогенными породами,
186