НАЧАЛО Part 1_3_1

Глава III
ОПИСАНИЕ НОРМАЛЬНОГО РАЗРЕЗА
Нормальный разрез северной окраины Гобийского Алтая содержит
различные по литолого-генетическим признакам осадочные толщи,
пестрого состава вулканогенные образования, разнообразные
интрузивные тела и разнородные метаморфические видоизменения тех,
других и третьих.
Отчетливо различаются три части нормального разреза: нижняя —
типичные геосинклинальные формации (осадочные, магматические и
метаморфические), средняя — формации субгеосинклинальные или
переходные, в которых морские фации играют во времени неуклонно
убывающую, а континентальные фации — неуклонно возрастающую
роль, и верхняя—формации континентальных впадин и прогибов, столь
типичные для всей центральной Азии. В самом общем виде это
трехчленное деление нормального разреза хребтов Баян-Цаган и
Гурбан-Богдо соответствует былому прохождению всей территории
'современной МНР через три крупнейших исторических этапа (из них
последний еще не закончен), в которых платформенный режим, как
таковой, собственно говоря, никогда не имел места. Относительно
большая полнота стратиграфического разреза и характер отложений,
история магм и история тектонических движений Монгольского и
Гобийского Алтая — все это вместе характеризует описываемую
плейстосейстовую зону как область, сохранявшую высокую
подвижность в течение почти всей палеозойской эры и почти всего
мезо-кайнозоя.
Схема .нормального разреза осадочно-вулканических серий этой
области такова (снизу):
1. Геосинклинальные формации
Серия Гурбан-Богдо, нижний — средний палеозой:
а)
свита Богдо
б)
» Хангинах
в)
» Сэбсул
г)
» Буйлясун
д) кислые эффузивы Булаганту
е) свита Орок-нур
ж) Хунг-курэ
з) трахибазальты Джиран
и) свита Гошу
к) рыхлые отложения низин, бэлей и горных долин
2. Переходные формации
а) свита Улан-Хан девон-карбон (?) 1
б)
» Цэлийн нижняя—средняя юра.
3. Формации внутриконтинентальных прогибов
а) свита Тормхон
б) » Тэвш
в) » Холботу
верхний мел
палеоген
неоген
плейстоцен и голоцен
нижний мел
Все эти подразделения рассмотрены ниже совместно с явлениями
магматизма в общем хронологическом порядке.
1 На территории Гобийского Алтая другими исследователями (Васильев и др., 1959;
Бобров и др. 1959) отмечено наличие пермских отложений как морских, так и
континентальных, но в горах Гурбан-Богдо они нами не обнаружены.
44
ПАЛЕОЗОЙ. МЕТАМОРФИЧЕСКИЙ КОМПЛЕКС
Палеозойские метаморфические толщи совместно с интрузиями
гранитоидов и гипербазитов образуют ядра основных положительных
элементов рельефа — массивов Баян-Цаган, Цецэн, Бахар, Таряту, Ноян,
Ихэ-Богдо, Бага-Богдо и Арца-Богдо.
Стратиграфический
разрез
метаморфических толщ плейстосейстовой
области в настоящее время может быть
только намечен, поскольку из многих
стратиграфических слагаемых палеозоя
лишь одно, притом крайне скудно,
охарактеризовано
фаунистически.
Затруднения
увеличиваются
также
бедностью существующей литературы по
геологии Гобийского Алтая. Данные по
региональной
геологии
Монголии
(Синицин, 1956i; Маронов, 1957; Васильев и
др., 1959) не позволяют уверенно применить
метод аналогий, так как описания разрезов
разновозрастных толщ нередко почти
повторяют друг друга. Часть рукописных
работ по геологии Гоби-Алтайского района
осталась для нас недоступной, поэтому мы
ве можем категорически утверждать, что
низы метаморфических толщ палеозоя до
настоящего времени остаются совершенно
немыми.
Интенсивность,
многофазность
и
разнотипность дислокаций, региональный,
контактовый
и
метасоматический
метаморфизм,
различная
глубина
денудационного
среза,
вскрывающего
первично осадочные толщи разной степени
метаморфизма, еще более усложняют
сравнения отдельных разрезов, в том числе
и в пределах самого изученного района.
Разрывные
смещения
вносят
в
сопоставления опорных разрезов особенно
большие затруднения, разъединяя их части
либо, наоборот, приводя в соприкосновение
толщи неодинакового стратиграфического
Фиг. 17. Сводный разрез
палеозойских отложений
уровня.
плейстосейстовой области:
По нашим наблюдениям, палеозойские
1
—
кварциты
и кварцитовые сланцы;
породы Гурбан-Богдо и прилежащих горных 2 — метаморфические
сланцы различно го
массивов относятся к двум различным состава, амфиболиты; 3 — известняки и
возрастным комплексам. Первый, более мраморы; 4— эффузивы основного и
древний, составляющий серию Гурбан-Богдо, среднего состава; 5 — песчаники и
песчаники; 6 —
имеет, вероятно, средне-палеозойский, а метаморфизованные
конгломераты и гравелиты.
частью, может быть, нижнепалеозойский
возраст. Второй относится к среднему — Составили А. Ескин и Р. Курушин
верхнему палеозою, по-видимому, к
девонкарбону. Материалы экспедиции
позволяют наметить для плейстосейстовой
области следующую схему (фиг. 17)
нормального разреза палеозоя (снизу).
45
Нижний — средний палеозой
Серия Гурбан-Богдо
Свита Богдо. Мощная толща первично терригенных пород. Ее низы
характеризуются преобладанием серых и светло-серых кварцитов и
кварцитовых
сланцев
над
серыми
и
зеленовато-серыми
метаморфическими сланцами различного состава. Наряду с этими
породами имеются пласты параамфиболитов и слюдистых гнейсов. Верхи
разреза составлены серыми и темно-серыми слюдяными сланцами,
зелеными, темно-зелеными хлорит-, серицит-, эпидотсодержащими
сланцами и темно-серыми плотными микросланцами.
Видимая мощность свиты—до 1500 м.
Свита Xангинах. Белые, серые и темно-серые до черных
битуминозных, известняки и мраморы. Местами отмечены маломощные
прослои или линзообразные тела зеленовато-серых метаморфических
сланцев. Мощность — до 500 м.
Свита Сэбсул. Серые, темно-серые до черных, почти всегда с
зеленоватым оттенком основные зеленокаменные эффузивы (порфириты,
плагиопорфириты, диабазы, диабазовые порфириты и т. д.) с
подчиненными прослоями светло-серых, коричневых, бурых кислых и
щелочных эффузивов и различных метаморфических сланцев. В низах
свиты выделена подсвита Ичету-гол, характеризующаяся наименьшим
постоянством состава как по простиранию, так и по стратиграфической
вертикали.
Подсвита
отличается
сложным
переслаиванием
метаморфических сланцев и основных эффузивов при переменной роли
тех и других в разных частях изученного района. Мощность подсвиты
Ичету-гол непостоянна и не превосходит 300 м. Суммарная видимая
мощность свиты Сэбсул не менее 2000 м.
На всех уровнях приведенного разреза, вследствие широкого
проявления
контактового
метаморфизма
встречаются
высокотемпературные метаморфические аналоги перечисленных пород.
Особенно это касается пород свиты Богдо, которые в большинстве
случаев глубоко метаморфизованы.
От лежащей выше свиты Улан-Хан серия Гурбан-Богдо отделена
перерывом и хорошо различимым угловым несогласием.
Средний — верхний палеозой
Свита Улан-Хан. Эта свита образована терригенно-карбонатными
породами, залегающими с угловым несогласием на различных породах
серии Гурбан-Богдо. Нижняя часть разреза свиты выделена в
зеленосланцевую-подсвиту (зеленые филлиты, прослои и линзы
песчаников и туфов) с видимой мощностью до 500 м. На нижней подсвите
лежит средняя известково-сланцевая подсвита (разнообразные филлиты и
известняки, редко песчаники). Мощность подсвиты около 600 м. Верхи
разреза свиты Улан-Хан составлены породами верхней песчаниковой
подсвиты (темно-серые, зеленовато-серые песчаники кварцевые и
полимиктовые, реже филлиты, линзы конгломератов) мощностью не
менее 250 м. Общая видимая мощность свиты Улан-Хан 1300—1400 м.
Переходим к более подробному описанию каждой свиты, их
взаимопереходов и стратиграфических соотношений.
Нижний — средний палеозой
Серия Гурбан-Богдо
Наиболее древние образования, развитые на площади цепи ГурбанБогдо, по нашим наблюдениям, следует относить к единой серии. Об этом
46
свидетельствует ряд обстоятельств. Главными из них являются общность
плана складчатых структур, единство магматических и метаморфических
процессов, а также наличие достаточно надежно установленных
постепенных переходов между литологически различными частями
нормального разреза. По совокупности признаков древние толщи
относятся к типичным геосинклинальным образованиям; они объединены
в серию Гурбан-Богдо, составленную элементами терригенной,
карбонатной и вулканогенно-сланцевой формаций.
Свита Богдо. На площадях, сложенных палеозойскими толщами,
преобладающую роль играют породы свиты Богдо. Главными полями их
Фиг. 18. Взаимоотношение свиты Богдо и свит Хангинах и Сэбсул. Разрез по долине
Дзун-Ханх:
1 — кварциты; 2— метаморфические сланцы и их высокометаморфизованные аналоги; 3 — слюдистые
сланцы; 4— роговики; 5 — известняки, мраморы; 6 — эффузивы; 7 — порфировидные граниты; 8—
серые граниты; 9 — сиениты и граносиениты.
Составили А. Ескин и Р. Курушин
развития являются наиболее приподнятая часть хр. Ихэ-Богдо. большая
часть хр. Бага-Богдо, а также горные массивы Ноян-ула и Таряту-ула.
Такая приуроченность свиты Богдо к максимальным высотам весьма
характерна для изученного района. Не менее характерна, тесная
пространственная связь наиболее древних палеозойских отложений с
массивами изверженных пород, главным образом гранитоидов.
Самое низкое стратиграфическое положение свиты Богдо
подтверждается всей суммой наблюдений. Взаимопереходы свиты Богдо и
лежащих выше свит, протягивающихся вдоль северо-восточных склонов
хребта Бага-Богдо, повсюду однозначны. В нижних частях долин ДзунХанх, Нарин-Уляста, Ширетин-ам видно, как метаморфические сланцы
(дву-слюдяные, хлоритовые эпидотовые, кварцевые) и роговики с югозапада на северо-восток сменяются довольно мощной толщей темно-серых
известняков. В этих разрезах сланцы свиты Богдо отчетливо залегают под
известняками, а далее к северо-востоку — под зеленокаменными
эффузквами.
Разрезы,
наблюдаемые
по
названным
долинам,
ориентированы вкрест простирания толщ, лежащих моноклинально с
общим падением па северо-восток под углами 50—65° (фиг. 18).
Подобные же взаимоотношения, правда, менее четко выраженные,
установлены и на северовосточном подножье Ихэ-Богдо по долинам
Уптын-ам, Ел, Хангинах. Отметим, что соотношения древних свит на этом
участке осложнены двумя субпараллельными разломами, проходящими
соответственно по линиям контактов свит Богдо и Хангинах, Ичету-гол и
Сэбсул. Вдоль южного подножья гор Ноян-ула, сложенных породами
свиты Богдо, тянутся известняки значительной видимой мощности (до 250
м). Они имеют северо-западное простирание, падают на юго-запад под
углом 65—70°. перекрывая свиту Богдо и подстилая эффузивную толщу,
слагающую широкий перешеек между горами Ноян-ула и Таряту-ула.
47
В ряде случаев, при осложнении складчатой структуры крупными
разломами или массивами магматических пород взаимоотношения
между различными частями разреза древних свит определяются на
столь шатком основании как элементы залегания пород в ближайших
точках.
Мощность отложений свиты Богдо оценивается с трудом, поскольку
они всюду очень сложно дислоцированы. Каждое отдельное поле
распространения свиты представляет собой систему сопряженных
складок, расшифровка которых осложнена отсутствием маркирующих
горизонтов и нечеткостью границы двух подсвит, на которые делится
свита. Сопоставление наблюдений по ряду изученных разрезов все же
позволяет определить видимую ее мощность ориентировочно в 1500 м.
Нижняя, кварцито-гнейсово-амфиболитовая подсвита свиты Богдо
отличается от других частей разреза палеозоя наиболее резко
выраженным контактовым метаморфизмом слагающих ее пород.
Практически подсвита повсюду состоит из метаморфизованных
первично осадочных пород. Переходы от низкотемпературных к
высокотемпературным разновидностям, наблюдаемые, например, на
северных склонах Бага-Богдо, позволяют считать разнохарактерные по
своему метаморфизму породы стратиграфически равнозначными (см.
схему метаморфизма, -фиг. 28).
По составу метаморфические породы нижней подсвиты вполне
четко разделяются на три основные группы: 1) кварцитовые сланцы и
кварциты; 2) амфиболовые сланцы и амфиболиты; 3) гнейсы.
Кварциты и кварцитовые сланцы представляют собой
мелкозернистые и среднезернистые, светло-серые, серые или темносерые, породы. Текстуры их разнообразны: от массивных (кварциты) до,
сланцеватых и тонкосланцеватых (кварцитовые сланцы). Кварциты
состоят из кварца (до 95%) и минералов-примесей — плагиоклаза,
биотита, граната, графита или углисто-графитового вещества,
силлиманита, мусковита и актинолита. Общее количество минераловпримесей в породе почти всегда менее 15% и лишь в единичных случаях
достигает 20%. Акцессоры в кварцитах представлены цирконом,
апатитом, турмалином и рудными минералами. Развитие вторичных
минералов весьма ограничено. К ним относятся хлориты и карбонаты
(по трещинкам в породе). Структура кварцитов гранобластовая,
сутурная (зубчатая), реже мозаичная или лепидогранобластовая.
В различных разновидностях кварцитовых сланцев наряду с
кварцем породобразующую роль играют плагиоклаз (до 30%), биотит
(до 25%), мусковит и серицит (до 35%), углистое вещество (до 45%),
иногда присутствует кордиерит (до 5%). Акцессорные минералы в
сланцах те же, что и в кварцитах. Структура лепидогранобластовая и
микроле-пидогранобластовая. Особую роль играет микроклин,
присутствующий только в инъекционных или гранитизированных
разностях сланцев.
Амфиболиты и амфиболовые сланцы имеют темно-серую
окраску, часто со слабым зеленоватым оттенком. Они мелкозернисты
или среднезернисты, сланцеваты и реже плойчаты, имеют
гранобластовую, нематобластовую и нематогранобластовую структуры.
В нескольких случаях отмечались ситовидная и порфиробластовая
структуры.
Главными породообразующими минералами в этих породах
являются темно-зеленый амфибол (С: Ng — 14—18°; 2V = 74—82°),
плагиоклаз (№ 55—92) и кварц. В амфиболитах резко преобладает
призматический амфибол (50—90%), в сланцах же количество его
понижается до 45% за счет плагиоклаза и кварца, содержание которых
достигает соответственно 35 и 40%. Во всех породах описываемой
группы присутствуют биотит и рудный минерал, иногда в
незначительном количестве эпидот — цоизитовые минералы.
Акцессоры представлены сфеном, апатитом, цирконом; в одном случае
— довольно многочисленными зернами
48
ортита, в другом — сфена (до 5%). Вторичные минералы практически
отсутствуют.
Гнейсы, выделяемые в составе нижней подсвиты, наряду с
амфиболитами являются наиболее высокометаморфизованными породами
цепи Гурбан-Богдо. Они характеризуются полной кристалличностью и
соответственно отсутствием признаков реликтовых осадочных структур.
Эти породы образуются в непосредственной близости к контактам
вмещающей толщи с массивами древних равномернозернистых серых гранитоидов, либо содержатся в последних в виде ксенолитов.
Для гнейсов характерны светлая, светло-серая, серая или зеленоватосерая окраска, среднезернистое сложение, сланцеватая, гнейсовидная или
плойчатая текстуры. Они состоят преимущественно из плагиоклаза,
кварца, микроклина и биотита. В некоторых разностях наблюдается
повышенное содержание мусковита (до 20%), переменное количество (до
15%) красноватого граната (п = 1,813), роговой обманки (до 35%) и иногда
примесь силлиманита. Акцессоры: рудные минералы, апатит, циркон,
рутил, сфен.
По минеральному составу среди гнейсов выделяются: гранатовобиотитовые гнейсы и плагиогнейсы, биотитовые плагиогнейсы и гнейсы,
двуслюдяные гнейсы и плагиогнейсы. Почти постоянное присутствие
микроклина служит одним из косвенных доказательств принадлежности
всех этих пород к экзоконтактовым образованиям. Структуры гнейсов
гранобластовые и гранолепидобластовые, иногда с чертами порфиробластовой. В одном случае отмечена весьма характерная структура
«поперечной слюды».
В составе верхней подсвиты свиты Богдо преобладают менее метаморфизованные породы. Отчасти по степени метаморфизма, отчасти по
минералогическому составу они подразделяются на две основные группы:
1) различные метаморфические сланцы и 2) роговики. В разрезе подсвиты
резко преобладают сланцы.
Метаморфические сланцы имеют пестрый минералогический состав
и изменчивый внешний облик. Их можно грубо подразделить на: 1)
двуслюдяные и слюдяные сланцы; 2) «зеленые» сланцы, содержащие
хлорит, эпидот, биотит и 3) серицитово-хлоритовые и карбонатные
сланцы.
1. Двуслюдяные и слюдяные сланцы имеют изменчивую окраску — от
темно-серой до светло-серой, мелкозернистое сложение и
тонкосланцеватую или сланцеватую текстуру. Структуры этих сланцев
однообразны — микрогранобластовая и микролепидобластовая. Главными
минералами в их составе являются кварц (40—60%), вновь образованные,
формирующиеся плагиоклазы (до 40%), биотит и мусковит (до 35%),
причем может резко преобладать одна из слюд. Второстепенные
минералы: эпидот, углистое вещество, рудные минералы, кордиерит.
Акцессорные: сфен, циркон, апатит, рутил, турмалин.
2. «Зеленые» сланцы представляют собой зеленовато-серую тонко
зернистую породу со сланцеватой или неясно сланцеватой текстурой. Для
них характерен переменный минералогический состав. Главные минералы:
кварц (до 55%), эпидот (до 40%), хлорит (до 35%) и биотит (до 20%).
Меньшее значение имеют формирующиеся плагиоклазы содержание
которых колеблется от 0 до 30%, амфиболы до (5%), карбонаты и рудные
минералы. В одном случае отмечен свежий новообразованный гранат.
Акцессорные минералы редки и представлены единичными, очевидно,
обломочными зернами апатита и сфена. Структуры сланцев
характеризуются различными взаимопереходами от бластоалевролитовой
до роговиковой или лепидобластовой.
3. Серицитово-хлоритовые и карбонатные сланцы являются наименее
метаморфизованными породами в рассматриваемой свите. Это
49
типичные «зеленые» сланцы с тонкозернистым и мелкозернистым
сложением и сланцеватой текстурой. Они обладают обычными
реликтовыми структурами бластопелитового и бластопсаммитового типов.
Главные минералы: кварц (20—70%), серицит (до 30%), карбонат (до
35%), хлорит (до 20%). В подчиненном количестве находятся реликтовые
обломочные зерна плагиоклаза и биотита, роговая обманка, рудный и
углистое вещество. По минералогическому составу сланцы этого типа
могут быть подразделены на кварцево-серицитово-хлоритовые,
серицитово-хлоритовые и серицитово-карбонатные.
Роговики отличаются однообразием внешнего облика. Большей частью
это темно-серые, плотные, массивные, тонкозернистые породы с типичной
роговиковой редко микрогранобластовой структурой. Состоят они из
новообразованного плагиоклаза № 52—53 (до 60%), кварца (10—40%),
биотита (до 45%), моноклинного пироксена (до 25%) ряда диопсида (С : Ng
= 42,5°; (+) 2V = 54° мусковита (до 15%); карбоната (10—60%); иногда
присутствует роговая обманка (до 5%). Из второстепенных отмечены
минералы группы эпидота и рудные, изредка — циркон, сфен и апатит. По
составу среди роговиков различаются биотитовые, пироксеновоплагиоклазовые, слюдисто-карбонатные и другие разности. Наиболее
определенно первичный характер осадков свиты Богдо выявляется у пород
группы кварцитов и кварцитовых сланцев. Они, несомненно, образовались
за счет осадков, в составе которых хотя и преобладал кварц, но глинистое
вещество играло существенную роль — об этом говорит отсутствие чистых
мономинеральных кварцитов. Гнейсы и метаморфические сланцы
образовались за счет разнообразных глинистых сланцев и мергелей. Неясен
первичный состав пластов и пачек амфиболитов, залегающих в самых
низах видимого разреза свиты. Обилие темноцветных компонентов и
довольно однородный состав, естественно, приводят к мысли о первично
магматическом происхождении амфиболитов. Однако ни в одном из
изученных шлифов не обнаружены ни реликтовые структуры ортопород,
ни хотя бы признаки таких структур. Определенное стратиграфическое
положение амфиболитов и амфиболовых сланцев и их явно пластовый
характер залегания позволяют, в свою очередь, предположить, что они
образовались за счет первично карбонатных осадочных пород,
загрязненных примесями.
Гнейсы, кварциты и амфиболиты нижней подсвиты и сланцы и
роговики,
верхней
подсвиты
имели,
вероятно,
аналогичный
первоначальный состав. Разная степень их метаморфизма не была
основанием для отнесения более метаморфизованных пород к низам
свиты. Это было сделано на основании прямых стратиграфических
наблюдений.
В заключение отметим обилие взаимопереходов между отдельными
петрографическими разностями и типами пород. В связи с этим некоторые
разности пород отнесены к той или иной петрографической группе в
известной степени условно, а отчасти с учетом различий в степени
метаморфизма.
Свита Xангинах. В изученном районе широко распространены
известняки и мраморы. Выделяются следующие крупные участки,
сложенные почти целиком известняковыми толщами: осевая часть
восточного окончания хр. Баян-Цаган, большая часть массива Бахар,
отдельные участки западных предгорий хр. Бага-Богдо. Кроме того,
мощные пласты стратиграфически аналогичных пород прослеживаются
вдоль юго-западного подножья гор Ноян-ула. В средней части долины р.
Ичету-гол, по долинам Ел и Уптын-ам, в средних частях долин Большой и
Малый Хангинах, а также на вершинах Дулан-Богдо выходят известняки,
образующие единый горизонт мощностью до 400 м. Та же толща
выступает местами из под мезозойских отложений на Тормхон50
ской перемычке. Мощные толщи известняков пересечены серией маршрутов
на северных склонах массива Бага-Богдо. На этом участке известняки имеют
северо-западное простирание; их суммарная видимая мощность не менее 250
м. Несмотря на относительно простой литологический состав (известняки и
мраморы), найти для этой толщи место в нормальном разрезе оказалось
трудно. Выше мы уже касались взаимоотношений известняков и мраморов с
лежащей ниже свитой Богдо. Верхний контакт карбонатной толщи
наблюдался гораздо чаще и достовернее. Подстилание карбонатными
породами сланцев и эффузивов констатировалось с полной ясностью в районе
массива Бахар, горы Дулан-Богдо, по долине Малый Хангинах и по
отдельным долинам северного подножья Бага-Богдо. Менее отчетливы
взаимоотношения этих толщ по долинам р. Ичету-гол, Уптын-ам и в массиве
Ихэ-Богдо. В горах Баян-Цаган и Бахар, судя по элементам залегания и
пространственному положению, мощные горизонты известняков залегают, с
одной
стороны,
согласно
на
метаморфических
сланцах
(малометаморфизованные породы свиты Богдо), а с другой — перекрываются
эффузивной толщей.
Кратко остановимся на фактах, позволяющих относить все эти
разобщенные выходы и пласты известняков к одному отделу
стратиграфического разреза. Прежде всего отметим, что тождество
карбонатных толщ Баян-Цагана, Бахара, западной части Бага-Богдо, северозападного склона Ихэ-Богдо и Дулан-Богдо не вызывает никаких сомнений.
Здесь повсюду они характеризуются примерно одинаковыми мощностями,
внешним обликом, литологией и взаимоотношениями с кроющими и
подстилающими породами. Пользуясь подобной аналогией, можно с
достаточной уверенностью присоединить к этому же ряду известняковую
толщу юго-западного подножья гор Ноян-ула. Общий облик карбонатной
толщи здесь несколько изменен крупным разломом, проходящим по
простиранию известняков. Местами по этому разлому соприкасаются
отложения свит Богдо и Сэбсул, а последние — с мезозойскими
отложениями. Явления контактового метаморфизма, вообще весьма
характерные для района Ноян-ула, также наложили свой отпечаток на
внешний облик выходящих здесь карбонатных пород (осветление, связанное с
частичной перекристаллизацией).
Стратиграфическое положение известняков северного подножья массива
Бага-Богдо и долины р. Ичету-гол определяется достаточно четко и вполне
сопоставимо с положением известняков в рассмотренных выше районах. В
отличие от последних здесь известняки характеризуются наименьшей
выдержанностью по простиранию, а содержащая их толща— наибольшей
пестротой литологического состава (сложное чередование известняков,
сланцев, эффузивов). Эти данные заставляют допустить наличие некоторых
фациальных изменений свиты Хангинах. Последние заключаются в
непостоянстве мощностей пластов известняков (от нескольких сотен метров
до нескольких десятков метров), местами замещаемых разнообразными
низкометаморфизовапными сланцами, а иногда на контактах с древними
серыми гранитами н высокометаморфизованными их аналогами —гнейсами.
Вообще говоря, известняковая свита Хангинах нигде не имеет вполне
однородного строения. Повсюду среди известняков наблюдаются прослои,
пропластки и линзы сланцев силикатного состава. Последние в целом
аналогичны породам сланцевой подсвиты Богдо. Мощность прослоев
сланцев колеблется в весьма широких пределах — от нескольких метров до
50.
Соображения, позволяющие параллелизовать разобщенные выходы
карбонатных толщ с различной видимой мощностью, строением, а иногда и с
различным литологическим составом приведены выше.
К рассмотренным причинам изменения мощности известняков
(разломы, фациальные переходы внутри толщи и т. д.), необходимо
добавить поведение карбонатных пород в складчатых структурах
изученного района. Пластическими деформациями карбонатных пород
(уменьшение мощностей в крыльях и раздувы в ядрах складок),
последствия которых неоднократно наблюдались (фиг. 19), можно с
достаточной уверенностью объяснить малую мощность известняков в
таких участках, как Уптын-ам, Хангинах, Ноян-ула, северные склоны
Бага-Богдо. Таким же образом, возможно, возникли большие мощности
карбонатной толщи в горах Баян-цаган, Бахар и в западной части БагаБогдо, где известняки составляют ядра антиклинальных структур.
Фиг. 19. Тектоника кристаллических известняков свиты Сэбсул.
1—00; 2—00
Правый борт сайра Хапцагайт. Рис. В. Солоненко
По окраске, текстуре и структуре известняки рассматриваемой
свиты довольно разнообразны. Окраска их меняется от белой до темносерой и даже черной, но преобладают серые разности различных
оттенков. Наблюдаются всевозможные переходы от тонкозернистых
(пелитоморфных) известняков до средне- и крупнозернистых
мраморов, но наиболее типичны мелкозернистые разности. Местами
встречаются неравномерно раскристаллизованные породы, в которых
даже в одном образце можно видеть участки иногда «прожилкового»
типа, мелкозернистого и грубозернистого сложения. Текстуры этих
пород обычно массивные, несколько реже сланцеватые или слоистые.
Последние, как правило, обусловлены послойным распределением
углистого вещества и светлого, иногда белого карбоната. Разности со
сланцеватой текстурой, возникшей в результате рассланцевания и
милонитизации, встречаются редко.
Известняки характеризуются широким развитием бластических
структур. Преобладающий тип структуры — гранобластовая и
микрогранобластовая. В меньшем числе шлифов наблюдаются
пелитоморфные известняки со слабой перекристаллизацией карбоната.
Помимо карбоната (90—100%), в составе рассматриваемых пород
присутствуют: кварц (до 5%), углисто-графитовое вещество (до 10%) и
минералы-примеси: тремолит, рудный, гидроокислы железа,
бесцветная слюдка. Решительно преобладают углистые и
графитизированные разности известняков.
52
Свита Сэбсул. При описании свит Богдо и Хангинах были приведены
данные, положенные в основу составления нормального разреза древнего
палеозоя. Согласно всем этим наблюдениям наиболее высокое положение
в разрезе занимает слоистая толща, выделенная нами в свиту Сэбсул.
Характернейшим ее отличием от нижележащих свит является
преимущественно эффузивный состав.
Участки выходов пород свиты Сэбсул, как правило, соприкасаются с
полями развития известняков и мраморов свиты Хангинах, причем
отложения свиты Сзбсул слагают площадь, почти равную площади
распространения всех более древних свит. Основными районами
распространения сэбсульских эффузивов являются массив Бахар,
гористый перешеек между массивами Таряту-ула и Ноян-ула, Ихэ-Богдо,
северо-восточные и западные склоны Бага-Богдо. Кроме того, древние
эффузивные породы, относимые к той же свите, слагают ряд мелких,
изолированных или полуизолированиых участков. Таковыми являются
массив Улдзит-ула, небольшой кряж, отделенный с юга от Дулан-Богдо
узкой межгорной впадиной, и отдельные выходы, «просвечивающие»
сквозь осадочно-эффузивный мезозойский чехол на перемычке Тормхон.
Выходы эффузивов того же типа отмечены на горе Хуху-обо и в ее
окрестностях.
Во избежание повторений, касающихся стратиграфического
положения свиты Сэбсул в целом, остановимся на кратком описаний
переходов от лежащих ниже осадочных толщ к этой эффузивной свите.
Как установлено по многочисленным разрезам, низы последней
характеризуются большой пестротой и изменчивостью литологического
состава. Это выражается в отсутствии резкой границы между
известняково-слан-цевой свитой Хангинах и эффузивной свитой Сэбсул.
Переход между ними осуществляется через сложную пачку, состоящую
из тесно переслаивающихся метаморфических сланцев и зеленокамениых
эффузивов. В своей нижней части эта переходная пачка (толща)
отделяется от известняковой свиты Хангинах более или менее четко в тех
случаях, когда последняя представлена одними известняками, например, в
амах Унтын и Хангинах (фиг. 20).
В долине р. Ичету-гол наличие переходной эффузивно-сланцевой
пачки или толщи установлено достаточно уверенно, но здесь
известняковая свита Хангинах срезается древним разломом и ее мощность
значительно уменьшена. На других участках породы, которые мы
выделяем в подсвиту Ичету-гол, вообще сливаются в единое поле
зеленокаменных эффузивов и «зеленых» сланцев, слагающих свиту
Сэбсул.
В составе этой подсвиты наряду с эффузивами, аналогичными
сэбсульским (описание их будет дано ниже), имеются разнообразные
метаморфические парасланцы. При значительной пестроте состава они
обнаруживают и большую разницу в степени метаморфизма. Это еще
одно косвенное доказательство принадлежности рассматриваемых
древних толщ к единой серии отложений.
Мощность переходной подсвиты Ичету-гол не поддается точному
определению, но, по-видимому, она не более 300 м.
В составе подсвиты выделяются столь различные по степени
метаморфизма породы, как кварцево-серицитово-хлоритовые, эпидотовосерицнтовые, кварцево-карбонатово-серицитовые, слюдистые сланцы ислюдистые роговики. Это зеленовато-желтые, серые, зеленовато-серые и
темно-серые породы мелкозернистые и тонкозернистые, массивные,
тонкосланцеватые, сланцеватые, слоистые и тонкослоистые. Низкометаморфизованные
породы
приведенного
ряда
имеют
сходный
минералогический состав, в котором главная роль принадлежит кварцу
эпидоту, серициту, мусковиту, карбонату, углисто-графитовому веществу
в различных количественных соотношениях. В качестве реликтового
минерала (первично обломочного) отмечаются полевые шпаты. В более
высоко
53
метаморфизованных породах главное значение имеют амфиболы и
метаморфогенные биотит, мусковит и плагиоклазы; акцессории—апатит,
турмалин, рудный минерал. Некоторые слюдяные сланцы по составу и
структуре близки к гнейсам. Все породы обладают реликтовыми
обломочными
структурами
типа
бластопсаммитовой,
бластопсаммитоалевритовой и т. п., а высокометаморфизованные их
аналоги — переходными структурами от указанных выше к
нематобластовой и роговиковой. Верхние контакты переходной подсвиты
расплывчаты, и на карте большей частью показаны условно. Лежащая
выше собственно свита Сэбсул представлена довольно однородными,
преимущественно основными эффузивами в стадии зеленокаменных
изменений. Расчленение свиты Сэбсул без специальных исследований не
представляется возможным; основная трудность заключается в
сравнительно однородном
Фиг. 20. Взаимоотношения свит Богдо, Хангинах, Сэбсул. Разрез по долине Уптьм-ам.
Свита Богдо: 1 —амфиболиты, 2— кварциты и метаморфические сланцы, 3 —метаморфические
сланцы; свита Хангинах: 4 — известняки, мраморы; свита Сэбсул: 5 — эффузивы и сланцы,
6 — эффузивы.
Составили А. Ескин и Р. Курушин
первичном составе эффузивов. В большинстве случаев последние
залегают в виде массивных тел большой мощности без видимых
ограничений кровли и подошвы. Нередко они рассланцованы, однако
рассланцевание носит явно наложенный, вторичный характер. Для
выявления
складчатой
структуры
толщи
такие
поверхности
рассланцевания мало пригодны, иногда они вносят даже известные
затруднения, так как рассланцованные эффузивы макроскопически почти
неотличимы от сланцев. Например, подобные эффузивы протягиваются
вдоль северного подножья гор Джиран-Богдо в средних частях долин
Большой и Малый Хангинах и в устье ама Уптын. Учитывая сказанное,
описание эффузивных пород дается на основе их петрографических
признаков.
Эффузивы разделяются на две крупные группы: 1) эффузивы и туфы
основной магмы и 2) эффузивы и туфы кислой магмы. Отметим, что на
долю основных эффузивов и их производных приходится более трех
четвертей от общего объема палеотипных эффузивов свиты Сэбсул.
Эффузивы и туфы основной магмы разделяются на базальтовые
порфириты и афириты, эффузивные диабазы, плагиоклазовые порфириты
и афириты. В незначительном количестве наблюдаются соответствующие
им пирокласты. Все эти породы имеют темно-серую (до черной) окраску,
часто с зеленоватым оттенком, и массивную, редко сланиеватую текстуру.
В порфировых разностях макроскопически нередко можно наблюдать
светлые фенокристы плагиоклаза. В пирокластических породах видны
обломки эффузивных и осадочнометаморфических пород. Афировые
разности и основная масса порфиритов
64
имеют мелкозернистое, а диабазы — среднезернистое сложение.
Встречаются разности с миндалекаменной текстурой, причем миндалины
выполнены вторичными минералами (порознь или совместно) —
хлоритом, карбонатом и кварцем.
Минералогический состав этой группы пород характеризуется явным
преобладанием (до 70%) основного плагиоклаза (№41—74) над всеми
остальными минералами. Плагиоклаз находится как в виде порфировых
вкрапленников, так и в качестве главного компонента основной массы.
Другим широко распространенным минералом (до 40%) является
моноклинный пироксен диопсид-геденбергитового и авгитового рядов (С :
Ng = 39—47°, ( + ) 2V = 46—57°), большей частью замещенный
вторичными — роговой обманкой, биотитом и хлоритом. Содержание
черного непрозрачного стекла, частично раскристаллизованного в
некоторых разностях, достигает 20%. В составе пород, как правило,
присутствует рудный минерал (до 10%). Из акцессорных отмечен только
апатит. Вторичные минералы весьма обильны; к ним относятся: минералы
группы эпидота, карбонаты, хлориты, альбит, цеолиты, амфиболы и
биотит; характерна значительная соссюритизация плагиоклазов. По
своему характеру эффузивы являются палеотипными образованиями.
Соответственно этому первичные темноцветные минералы в них почти
полностью разрушены и замещены вторичными, что позволяет
производить классификацию эффузивов только по типу микроструктуры.
У большинства изученных пород этой группы обнаружена
интерсертальная структура, у стекловатых разностей — гиалопилитовая
или гиалоофитовая, в диабазах — офитовая или субофитовая.
Пирокластические породы, соответствующие этой группе эффузивов,
обычно содержат обломки эффузивов и минералов (плагиоклазы,
пироксены), реже обломки метаморфических сланцев и кварцитов.
Цементирующий их пепловый материал замещен хлоритом, серицитом,
эпидотом и т. п. Цемент относится к базальному типу иди типу
механического заполнения пор. Структура обломочной части псефитовая с
переходами к псаммитовой. Структуры пород литокристаллокластическая
и литокластическая. Рассматриваемые ниже роговообманковые,
пироксеновые, слюдяные андезитовые порфириты и соответствующие им
пирокласты макроскопически почти не отличаются от рассмотренных
выше пород. Цвет их серый, темно-серый и непременно с зеленоватым
оттенком. Текстура плотная, массивная. В пирокластических породах
обломочная часть различается достаточно отчетливо.
Под микроскопом отличие от явно основных эффузивов
обнаруживается главным образом в структуре основной массы. Попрежнему главным минералом породы (до 70%) является плагиоклаз №
31—51, остальная ее часть состоит из моноклинного пироксена (С : Ng =
40°; (+) 2V = 54°, до 30%) и роговой обманки (С : Ng = 18—19°; (—) 2V =
80—84°, до 25%). Кроме этих минералов, отмечено присутствие
разрушенного, опацитизированного и замещенного хлоритом биотита (5—
10%) и акцессорных—апатита, сфена, рудного минерала.
Большинство андезитов является порфировыми породами с
андезитовой (пилотакситовой), гиалопилитовой, реже интерсертальной
структурами основной массы. Кластическая часть пирокластов состоит из
обломков зерен полевых шпатов, роговой обманки, вулканического
стекла, реже эффузивов. Цемент базальный перекристаллизованный,
хлорит-эпидотовый. Структура пирокластов кристаллокластическая или
витро-кристаллолитокластическая.
Структура
обломочной
част»
псефитопсаммитовая.
Вторичные изменения эффузивов андезитового состава, в целом
аналогичны таковым у эффузивов более основного состава,
рассмотренных выше.
55
Эффузивы кислой магмы и их туфы, как уже отмечалось, играют
резко подчиненную роль по сравнению с основными эффузивами.
Обычной формой их залегания являются пропластки и линзы,
незначительной (единицы метров) мощности. Характерно явное
преобладание пирокластических пород над излившимися.
Риолитовые, фельзитовые и кварцевые порфиры достаточно хорошо
отличаются от более основных эффузивов. Они окрашены в светлосерые, светло-коричневые тона; как правило, это плотные, массивные, в
иных случаях не четко рассланцованные породы. В образцах видны
порфировые вкрапленники полевого шпата или кварца. В составе
обломочной части пирокластов макроскопически заметны включения
светло-серых кислых эффузивов и «зеленых» сланцев. В структурном
отношении эти породы однообразны. Большинству из них присуща
порфировая структура в сочетании с фельзитовой, микрофельзитовой,
сферолитовой или стекловатой структурой основной массы. Часто
наблюдаются флюидальные структуры. Пирокластические породы
кислого
ряда
обнаруживают
литокристаллокластические,
кристалловитро-кластические, кристаллокластические структуры в
сочетании с псаммитовыми или псефито-псаммитовыми структурами
обломочной част». Цемент — разложенный пепловый материал со
структурой базального или полубазального типа. Описываемые
порфиры состоят из ортоклаза (до 45%), кислого или среднего
плагиоклаза № 15—32 (до 50%), кварца (до 40%) и биотита (до 5%). В
качестве примеси присутствует рудный минерал и реже — апатит и
циркон. Результатом вторичных процессов являются новообразования
серицита, мусковита, хлорита, альбита, халцедона. Незначительную
роль в составе свиты Сэбсул играют породы щелочного состава,
представленные трахитовыми порфирами и плагиопорфирами. Это
обычно бурые или темно-бурые, массивные породы с хорошо
видимыми вкрапленниками красноватого или красновато-бурого
полевого шпата на фоне тонкокристаллической основной массы.
Структура их ортофировая. Они состоят из ортоклаза (до 60%) и
плагиоклаза (до 35%). Темноцветные компоненты полностью
разрушены и замещены вторичными минералами (хлорит, серицит,
карбонат). В качестве примеси встречаются кварц и редко рудный
минерал: из акцессорных — апатит.
В вулканогенной свите Сэбсул имеются довольно многочисленные
мелкие пропластки и линзы различных пород первично-осадочного
происхождения. Среди них, прежде всего, надо отметить яшмовидные
породы и яшмы. Красно-бурые яшмы наблюдались нами в средней
части разреза эффузивной свиты Сэбсул в долине Большой Хангинах, а
яшмовидные породы — на северо-восточном склоне массива БагаБогдо. Во всех этих местах яшмовидные породы и яшмы залегают
среди основных эффузивов в виде тонких прослоев и линзочек с
четкими ограничениями. Мощность их незначительна и не превышает
0,5 м. Встречаются как единичные прослои и линзы, так и
переслаивание яшм с эффузивами. Наряду с яшмами в толще свиты
Сэбсул присутствуют различные метаморфические сланцы —
типичные низкотемпературные образования, вполне аналогичные
сланцам свиты Богдо (кварцево-хло-ритово-серицитовые, эпидотовые и
др.). В них следует обратить особое внимание лишь на четкие реликты
первично-осадочных структур.
Подобно поведению метаморфических сланцев свиты Богдо в зоне
высокого метаморфизма эти сланцы в контактах с гранитоидами
образуют узкие ореолы высокометаморфизованных пород. Нами
наблюдались биотитовые и биотитово-гранатовые плагиогнейсы и
параамфиболиты, относящиеся к свите Сэбсул.
Разрезом свиты Сэбсул завершается стратиграфическая колонка
«древнего» палеозоя, выделенного в единую серию Гурбан-Богдо.
56
Средний — верхний палеозой
Свита Улан-Хан (девон — карбон)
Особое место в разрезе палеозоя занимают своеобразные
отложения, широко распространенные в юго-западной части
плейстосейстовой области. Они слагают массив Цэцэн, мелкосопочный
район Баян-Арик, протягиваются вдоль юго-западного подножья
массива Таряту и далее к юго-востоку образуют поле, ограниченное с
северо-востока долиной р. Цаган-гол. Южная граница распространения
овиты не изучена. Мелкие изолированные участки, сложенные
породами овиты Улан-Хан наблюдаются также у южного подножья
Ихэ-Богдо, вблизи устья р. Ичету-гол, на небольшом горном массиве
Зрдэни-Тологой. Все перечисленные участки занимают относительно
пониженные части рельефа, образуя прерывистую полосу северозападного простирания.
Фиг. 21. Характер взаимоотношений отдельных частей разреза в свите Улан-Хан.
Разрез через массив Баян-Арик:
1 — сланцы метаморфические: 2 — кварцевые песчаники слабо метаморфизованные; 3 — известняки; 4 —
полимиктовые песчаники слабо метаморфизованные; 5 — конгломераты; 6 — эффузивы; 7 — рыхлые
четвертичные отложения; 8 — нижне-среднепалеозойский фундамент; 9 — мезозойские вулканогенноосадочные образования.
Составили А. Ескин и Р. Курушин
Разрез свиты Улан-Хан весьма своеобразен. Наиболее характерная
его черта — частое переслаивание разнообразных метаморфических
пород (сланцев, известняков, песчаников и т. д.). Важным отличием
свиты Улан-Хан от рассмотренных выше свит являются несомненно
более низкая степень регионального метаморфизма слагающих ее
пород и практически полное отсутствие контактово-метаморфических
преобразований. Последнее обусловлено весьма незначительным
развитием гранитоидов в полосе свиты.
Как уже отмечалось, ориентировка последней совпадает с общим
простиранием складчатых форм палеозоя. Однако изучение внутренней
структуры рассматриваемой свиты показывает, что между ее
простиранием и простиранием складок серии Гурбан-Богдо существует
четкое азимутальное несогласие. Наиболее резко оно выражено близ
юго-западного подножья массива Таряту-ула. Здесь породы свиты
Богдо, слагающие массив, имеют северо-западное простирание 305°. С
юго-запада — через зону разлома — с ними контактируют породы
свиты Улан-Хан, простирание которых заметно иное (СЗ 285°).
Аналогичная картина вырисовывается при рассмотрении условий
залегания свиты Улан-Хан в целом по отношению к более древним
толщам.
Наиболее полно свита Улан-Хан изучена в горах Баян-Арик (фиг.
21). Здесь установлен следующий ее разрез (снизу):
1. Нижняя зеленосланцевая подсвита. Мощная толща однородных филлитов с
единичными мелкими прослоями и линзами слабо метаморфизованных песчаников и
эффузивов. Основание разреза неизвестно. Видимая мощность отложений достигает 500л.
2. Средняя известково-сланцевая подсвита. В ее составе отмечаются разнообразные
филлиты, известняки, прослои и линзы песчаников. В известняках местами много остатков
57
криноидей. Мощности прослоев и линз известняков не превышают 50 м, обычно до 1 м или
единицы метров. Пласты филлитов достигают 50 м мощности, пласты «фиолетовых»
серицитовых сланцев — 10—15 м. Подсвита характеризуется пестрым литологическим
составом и резкой фациальной изменчивостью. Общая мощность около 600 м.
3. Верхняя песчаниковая подсвита. В ее составе преобладают песчаники—кварцевые и
полимиктовые, весьма слабо или почти неметаморфизованные. В низах подсвиты
линзовидные пачки конгломератов и гравелитов с видимой мощностью не более 15 м.
Видимая мощность подсвиты составляет не менее 250 м.
Суммарная видимая мощность свиты Улан-Хан в местности Баян-Арик
примерно 1350 м.
Рассмотренный выше разрез охватывает большую часть свиты УланХан. Оставшаяся слабо изученной площадь в районе гор Улан-Хан и
правобережья р. Цаган-гол, сложена аналогичными переслаивающимися
сланцами и известняками, но с несколько большим участием
палеоэффузивов. Исходя из общих соображений о структурных формах
свиты Улан-хан, можно допустить, что эта часть разреза составляет верхи
приведенной колонки.
По петрографическому составу породы свиты Улан-Хан можно
разделить на четыре основных группы: 1) сланцы первично глинистого
состава, 2) слабо метаморфизованные песчаники, 3) известняки и
мраморы, 4) основные палеотипные эффузивы.
Сланцы первично-глинистого состава имеют в целом довольно
однообразный
облик,
иногда
при
существенном
различии
минералогического состава. Преобладают зеленовато-серые, серые, темносерые с зеленоватым оттенком и зеленовато-желтые породы иногда с
шелковистым блеском. Единственными породами, отличающимися по
цвету, являются серицитовые сланцы с фиолетово-серой или фиолетовобурой окраской. Сложение сланцев этой группы тонкозернистое или
весьма
тонкозернистое.
Текстуры
обычно
сланцеватые
или
тонкосланцеватые. Редко встречаются макроскопически массивные
породы.
В минералогическом составе пород всей этой группы наблюдаются
широкие вариации, выраженные в переменном содержании ряда главных
минералов — хлорита, серицита, кварца, карбоната и эпидота.
Аналогичные колебания имеют место и в содержании реликтовых, частью
обломочных минералов — полевых шпатов, пелитов, углистого вещества.
Спорадически в акцессорных примесях присутствуют циркон, турмалин,
апатит, роговая обманка, рудный минерал. Все эти минералы являются
также первично обломочными. В зависимости от содержания главных
минералов сланцы описываемой группы разделяются на кварцевохлоритово-серицитовые, кварцево-эпидотово-хлоритовые, серицитовые,
хлоритовые, кварцево-карбонатово-серицитовые и глинистые (пелитовые).
Структуры
этих
пород
довольно
однообразны,
преобладают
бластопелитовая или бластоалевритовая. В единичных случаях отмечались
переходы от этих структур к бластопеаммито-алевритовой.
Вторую значительную группу в составе свиты образуют
метаморфизованные песчаники. По составу они резко разделяются на
кварцевые и полимиктовые.
Кварцевые песчаники имеют, как правило, светло-серую и серую
окраску с постоянным розоватым оттенком. Редко наблюдались темносерые разности. Сложение пород различно: от мелкозернистого до
среднезернистого; породы массивны, редко слабо слоисты или
сланцеваты. Преобладающим минералом в их составе является кварц. В
незначительном количестве или в качестве акцессоров содержатся
серицит, хлорит, карбонат, обломочные полевые шпаты, амфиболы,
турмалин, углистое вещество. Структуры обычно бластоалевролитовые и
бластопсаммитовые, но в нескольких случаях отмечена нормальная
58
псаммитовая структура. Первичный тип цемента всегда отчетливо
улавливается и может быть отвесен к типу механического заполнения пор в
сочетании с коррозионным. Некоторые разности, обладающие чисто
кварцевым составом, правильнее называть кварцитами, тем более, что
местами первично обломочная структура породы в результате
незначительного метаморфизма изменена почта до зубчатой — сутурной.
Полимиктовые песчаники и конгломераты отличаются от кварцевых
песчаников более грубозернистым сложением и более темной окраской. Чаще
всего это темно-серые и зеленовато-серые массивные породы, от
мелкозернистых до крупнозернистых. Крупнозернистые песчаники
встречаются несколько чаще, а иногда они обнаруживают переходы к
гравелитам. По минералогическому составу эти песчаники отличаются от
кварцевых значительно большим содержанием полевых шпатов (плагиоклаза
до 30%) и других примесей (хлорит, мусковит, биотит, эпидот, углистое
вещество, карбонат). Акцессорные минералы представлены мелкими зернами
циркона, турмалина и апатита. Для структур песчаников характерны
разнообразные взаимопереходы от псаммитовых до бластопсаммитовых.
Всегда хорошо устанавливается тип первичного цемента. Как и у кварцевых
песчаников, это цемент механического заполнения нор в сочетании с
контактовым и коррозионным.
Конгломераты тесно ассоциируют с полимиктовымп песчаниками. Гальки
в них имеют размеры до 6—8 см, степень окатанности их высокая, но
сортировка слабая. По петрографическому составу галька довольно
однородна и, по нашим наблюдениям, состоит из кварца, редко из бурых яшм
и яшмовидиых пород. Как правило, на долю галек в конгломератах
приходится незначительный объем породы, большую его часть составляет
цемент, т. е. описанный выше песчаник.
Известняки и мраморы в составе свиты Улан-Хан играют важную роль.
По окраске, текстуре и сложению они весьма разнообразны. Цвет их светлосерый, серый, иногда с розоватым или буроватым оттенком, розовый,
кремовый, красновато-коричневый. Текстура обычно массивная, реже
слоистая или брекчиевидная. Сложение этих пород мелко- и среднезернистое, распространены неравномернозернистые разности, иногда с
сетчато-прожилковым типом перекристаллизации. Минералогический состав
известняков прост. Помимо карбоната (до 100%), в них почти всегда
присутствует кварц (иногда до 35%), причем как обломочный, так и
вторичный, иногда углистое вещество (до 5%). Известнякам присущи
обычные бластические структуры.
Наиболее
часто
наблюдается
гетерогранобластовая структура, реже торцовая. В связи с обилием в составе
свиты брекчированных, катаклазированных и милонитизированных
известняков часто обнаруживаются и соответствующие им структуры.
Состав рассматриваемой свиты, по-видимому, этим не исчерпывается. В
ее разрезе, особенно в верхах, иногда отмечались эффузивы в виде
маломощных прослоев и линз. Эффузивы относятся к типу основных и
характеризуются изменениями, типичными для «зеленокаменных» пород. Это
темно-серые и серые с зеленоватым оттенком массивные породы с хорошо
видимыми порфировыми вкрапленниками. В их минералогическом составе
преобладает плагиоклаз № 54 (до 75%), отмечается моноклинный пироксен
типа авгита (до 20%) и рудный минерал (до 5%). Основная масса и
вкрапленники интенсивно замещаются вторичными — хлоритом, серицитом,
карбонатом, гидроокислами железа, кварцем. Структура основной массы
интерсертальная или микроофитовая. В соответствии с составом и структурой
эти породы можно назвать базальтовыми и плагиоклазовыми порфиритами и
афиритами.
Древние толщи полосы Гурбан-Богдо в прошлом почти не
изучались. В сводных работах по геологии МНР имеются лишь
отрывочные сведения и общие соображения о геологическом строении
древнего фундамента этого района. Исследования, предпринятые здесь
в связи с изучением последствий Гоби-Алтайского землетрясения
(исключая работы Гоби-Алтайской экспедиции 1958 г.), имели беглый,
маршрутный характер. Во всех работах, касающихся геологического
строения района Гурбан-Богдо, отсутствует описание полного разреза
древних толщ и обоснование возрастной принадлежности как
отдельных его частей, так и разреза в целом.
Совокупность имеющихся данных определенно говорит о том, что
древние
толщи серии Гурбан-Богдо являются типичными
образованиями геосинклинальных бассейнов. Об этом свидетельствуют
характер отложений, их мощности, интенсивная складчатость,
сопровождавшаяся становлением ряда синорогенных и посторогенных
интрузий, широкие проявления регионального и контактового
метаморфизма. Существенно отличается от лежащих ниже свит свита
Улан-Хан. Для последней характерны весьма низкая степень
регионального метаморфизма (а местами и отсутствие его), ничтожные
проявления магматизма и иной характер осадков (сравнительно малая
мощность, отсутствие значительных горизонтов известняков,
преобладание глинистых и песчано-глинистых пород). Все это
указывает на формирование свиты Улан-Хан в условиях
«отмирающей» геосинклинали (субгеосинклинали).
Большие затруднения вызывает установление возрастных границ
изученных древних толщ. Рядом авторов (в частности А. X. Ивановым,
И. А. Мариновым и др.) в основании сводных разрезов большинства
районов герцинской области МНР выделяются нерасчлененные
докембрийские образования. Главным аргументом в пользу отнесения
древних толщ к этому возрасту считалась, по-видимому, только степень
метаморфизма
без
детального
изучения
стратиграфических
взаимоотношений. В нашем случае предположение о докембрийском
возрасте серии Гурбан-Богдо должно быть безусловно отвергнуто на
основании явного стратиграфического единства толщ высоко- и
низкометаморфизованных пород и непрерывности их разреза. Однако
пестрота метаморфизма и отсутствие в разрезе серии явных несогласий
— не единственный довод для этого. Частное сходство отдельных
членов серии Гурбан-Богдо с рядом разрезов палеозоя сопредельных
участков МНР если и не дает возможности просто параллелизовать их,
но тем не менее позволяет достаточно уверенно отнести эту серию к
палеозою. Конечно, такая датировка весьма расплывчата и требует
уточнения. Почти полное отсутствие палеонтологических данных
препятствует однозначному решению этого вопроса. Но все же, из
разреза описываемой серии отложения свиты Улан-Хан необходимо
исключить. Находки остатков криноидей (местами довольно обильных)
в известняках указанной свиты должны были, как-будто, покончить с
сомнениями относительно ее возрастной принадлежности, а вместе с
тем сузить возрастные рамки лежащей ниже и отделенной несогласием
серии Гурбан-Богдо до нижнего — среднего палеозоя. К сожалению,
изучение этих остатков Р. С. Елтышевой показало невозможность
точного определения. Следовательно, в нашем распоряжении остается
только самый общий довод в пользу средне-верхнепалеозойского (Д —
С?) возраста этой свиты, вытекающий из общих данных о возрастной
приуроченности криноидей.
Учитывая сказанное, следует считать, что верхней возрастной
границей серии Гурбан-Богдо будет девон-карбон, а единственно
возможным способом определения возраста древних толщ в настоящее
время может быть только сопоставление разрезов хр. Гурбан-Богдо и
смежных районов.
60
Фиг. 22. Сопоставление сводного разреза палеозоя по различным
авторам
1 — метаморфические сланцы разного состава; 2 — известняки и
мраморы; 3 — кварциты и кварцевые песчаники; 4 — эффузивы разного
состава; 5 — конгломераты и гравелиты; 6 — полимиктовые песчаники; 7
— гнейсы и кристаллические сланцы разного состава; 8 — амфиболиты; 9
— нерасчлененный докембрий; 10 — находки фауны: А — сводный
разрез для Байрам-Гурбанбогдынской складчатой зоны по А. X. Иванову;
Б — по материалам Гоби-Алтайской экспедиции; В — по В. В. Дельнову
и Е. Г. Поляковой; Г — по В. А. Боброву и И. Ф. Дерепаскину.
Составили А. Ескин, Р. Курушин
На фиг. 22 сделана попытка представить возможные варианты
сопоставления нормального разреза палеозоя хр. Гурбан-Богдо с
колонками предыдущих исследователей и со сводной колонкой БайримГурбанбогдынской зоны герцинид, по А. X. Иванову (Васильев и др.,
1959).
Остановимся на кратком рассмотрении возможных сопоставлений.
Разрез, по В. В. Дельнову и Е. Г. Поляковой, не может дать определенного
ответа на интересующий нас вопрос, поскольку названные исследователи
наблюдали лишь отдельную часть разреза палеозоя и датировали его
условно,
руководствуясь,
очевидно,
общими
сравнениями
и
соображениями (Васильев и др., 1959). Учитывая сходство нашей колонки
и разреза, по данным этих авторов, мы, однако, не можем безоговорочно
принять девонский возраст отложений серии Гурбан-Богдо как не
имеющий надежного палеонтологического подтверждения.
Нормальный разрез, предлагаемый для района Гурбан-Богдо В. А.
Бобровым и И. Ф. Дерепаскиным (Бобров, Балдан, Маринов, 1959),
обнаруживает некоторое сходство с разрезом, составленным нами.
Выделяемые В. А. Бобровым и И. Ф. Дерепаскиным толщи нижнего
палеозоя и силуродевона каждая в отдельности похожи на наши свиты
Богдо и Сэбсул, но описаны чрезвычайно кратко. Никаких данных в
пользу указанного возраста древних толщ не приводится. По-видимому,
заключения
авторов
основаны
на
общих
сопоставлениях
метаморфизованных толщ соседних районов. В указанной схеме нет
возможного аналога свиты Улан-Хан, а область распространения
последней на схематической карте, составленной этими исследователями,
ошибочно показана отложениями нижнего мела.
Обращаясь к сводному разрезу по так называемой Байрим-Гурбанбогдынской складчатой зоне (Васильев и др. 1959), мы можем
констатировать недостаточную убедительность каких бы то ни было
сопоставлений на основе сравнения литологического состава и общего
характера строения нормального разреза.
Подводя итог, необходимо признать явную недостаточность
фактического материала для уверенной возрастной характеристики толщ
Гурбан-Богдо. С другой стороны, принятое в настоящее время общее
представление о герцинской складчатой зоне -на территории МНР
заставляет считать, что ядро горных сооружений хр. Гурбан-Богдо, как и
сопредельных районов Гобийского и Монгольского Алтая, сложено в
основном палеозойскими толщами.
На наш взгляд, наиболее правильным является отнесение серии
Гурбан-Богдо к нижне- и среднепалеозойским образованиям без более
точной возрастной характеристики. Подобный взгляд на возраст
метаморфической серии хорошо увязывается с общими представлениями о
строении герцинид юга МНР и с более или менее надежным отнесением
свиты Улан-Хан к девон-карбону. Более точная датировка древних толщ
потребует основательных стратиграфических исследований в будущем.
ИНТРУЗИВНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ
Глубинные магматические образования занимают не менее 30%
площади плейстосейстовой области. Точная датировка изверженных
пород пока невозможна, так как недостаточно ясен возраст вмещающих
осадочно-метаморфических толщ.
Как известно (Шипулин, 1947; Синицин, 1956; Маринов, 1957;
Васильев и др., 1959), почти вся территория МНР относится к области
герцинской складчатости, лишь структуры ее крайних северных районов
(за Хангайским разломом) сформированы в ходе каледонского
тектогенеза.
62
ПРОДОЛЖЕНИЕ Part 1_3_2.doc