Геолого-тектоническое строение ЮВ Финляндии

Введение.

Целью данного курсового проекта было подробное изучение, переработка и интерпретация материалов, описывающих геологическое строение, стратиграфию и историюгеологического развития территории Горного Алтая в палеозойское время. В ходе работы было подробно описано и изучено состав и строение разрезов в пределах изучаемой территории, тектоническое строение, неотектонические данные, история геологического развития. Были использованы материалы из Большой советской энциклопедии, Коржева В.Н., Розена М.Ф. «Североалтайский золото-промышленный комплекс», Нехорошева В.П. «Геология Алтая», и его же «Тектоника Алтая».  
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

Геологическое строение.

 Алтай - горная страна на территории Российской Федерации, Казахстана, Монголии и Китая. Состоит из хребтов, образующих водораздел Оби, Иртыша, Енисея и рек бессточной области Центральной Азии. Длина свыше 2000 км. Разделяется на собственно Алтай, Гобийский Алтай и Монгольский Алтай. Наиболее высокие хребты собственно Алтая — Катунский, Северно- и Южно-Чуйские достигают высоты 3000-4000 м (наибольший 4506 м — г. Белуха) и несут современные ледники (общая площадь оледенения более 900 км2 ). Для собственно Алтая типичны также хребты и массивы высотой 1500-2500 м со слабо расчлененными гребнями, разделенные межгорными котловинами, носящими название степей — Чуйская степь, Курайская и др. Наиболее значительные реки — Катунь, Бухтарма, Чуя, Бия. Имеет более 3500 озер (наибольшие Телецкое, Маркаколь и др.)Алтай на севере и северо-западе граничит с Кузнецким Алатау, Салаирским кряжем, Горной Шорией и Западно-Сибирской равниной. На востоке Алтай примыкает к Саяно-Тувинскому нагорью. На западе отроги Алтая спускаются к Прииртышской депрессии. Южная граница проходит по тектоническому разлому между Южным Алтаем и Зайсанской впадиной. Алтай вместе с Кузнецким Алатау, Салаирским кряжем, Кузнецкой котловиной, Западным и Восточным Саяном, Восточно-Тувинским нагорьем и Тувинской котловиной входит в состав Алтайско-Саянской горной страны.

Алтай богат различными полезными ископаемыми (железные руды, ртуть, золото, редкие металлы — Горный Алтай; благородные и цветные металлы в пределах Рудного Алтая); формирование главных рудных месторождений связано с тектоникой и магматизмом верхнего палеозоя. К кайнозойским разломам Алтая приурочены четыре группы термальных источников: Абаканский Аржан, Белокурихинские источники (около 70 км к югу от г. Бийска), Рахмановские и Джумалинские.

Схема расположения девонских прогибов Горного Алтая. ( по Лазько Е.М.)

1.Калбихинский, 2.Рудно-Алтайский, 3.Бухтарминский, 4.Курьинский, 5.Коргонский, 6.Ануйско-Чуйский, 7.Уйменско-Лебедский, 8.Восточноалтайский (Юстыдский).

Прогибы выполнены: 1-ордовиком-силуром, 2- силуром-эйфелем, 3- нижним девоном-эйфелем. 4- флиш верхнего девона, 5- остаточные прогибы, замкнувшиеся в девоне или позже, 6- зоны переходов остаточных прогибов в наложенные в эйфельском веке, 7- прогибы выполненные отложениями нижнего девона- нижнего карбона, 8- герцинские прогибы рудноалтайского типа.

Горный  Алтай — сложная глыбово-складчатая горная страна, которую слагают мощные толщи дислоцированных терригенных, карбонатных и вулканогенных пород, имеющих возраст от самых верхов протерозоя, низов кембрия до карбона включительно. Их прорывают интрузивные палеозойские породы различного состава. Наиболее широко распространены палеозойские геосинклинальные вулканогенно-осадочные формации. Верхнепротерозойские метаморфические толщи, слагающие фундамент палеозойского Горного Алтая, представлены лишь в ядрах антиклинориев (например, Катунского) и горстовых выступах (Теректинском и др.). Незначительное распространение имеют также угленосные континентальные верхнепалеозойские и юрские, а также палеоген-неогеновые отложения, залегающие в отдельных грабенах и межгорных впадинах.

По особенностям геологического строения и истории  геологического развития выделяют каледонский  Горный Алтай, занимающий северо-восточную часть территории Алтая. Глубинные разломы внутри этих территорий разделяют различные по строению структурно-фациальные зоны. В направлении с востока на запад наблюдается как бы "омоложение" геологических комплексов и складчатых структур Алтая. Это связано с тем, что формирование геосинклинальных прогибов во времени смещалось с востока на запад. Наиболее древние складчатые сооружения, сформированные раннекаледонской (салаирской) складчатостью (закончилась в среднем кембрии), расположены на востоке Горного Алтая. Далее на западе (Холзунско-Чуйский, Талицкий антиклинории) складчатость закончилась в среднем ордовике — конце силура. Геосинклинальное развитие и формирование складчатых структур Юго-Западного Алтая закончилось в позднем карбоне. Эта закономерность пространственного смещения геосинклинальных прогибов несколько нарушается в пределах Горного Алтая наложением на каледониды унаследованных герцинских синклинорных прогибов (Ануйско-Чуйского, Уйменско-Лебедского, Курайского) и впадин (Коргонской), свидетельствующих о длительном и многоэтапном развитии отдельных структур. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 

Стратиграфия.

В пределах Алтае-Саянской области в целом, как было сказано выше, наблюдается как бы «омоложение» геологических комплексов в направлении с востока на запад. В восточной части расположен Горный Алтай, который характеризуется широким развитием отложений ордовика, силура, девона и карбона.

На протерозойском фундаменте залегают вулканогенно –осадочные и карбонатные толщи венда и кембрия, суммарная мощность которых порядка нескольких километров. Вместе они составляют вулканогенно-порфировую манжерокскую свиту. Выще залегает терригенно-карбонатная Каячинская свита, вулканогенно-осадочная Усть-Семинская и пестроцветная терригенная Еландинская свиты раннего-среднего кембрия.  Данные свиты по всей территории имеют вулканогенно-осадочный характер с преобладанием средних и основных пород.  По существу все нижнекембрийскме образования являются аналогами спилито-кератофировой, диабазовой, глинисто-сланцевой и кремнисто-сланцевой формаций. Эти отложения слагают нижний структурный ярус и были собраны в складки во второй половине среднего кембрия.

Стратиграфические образования позднего кембрия, ордовика и силура образуют мощные преимущественно песчано-сланцевые флишевые толщи, в которых обычно нет вулканогенных образований или они подчинены количественно. В верхах этих разрезов( обычно силура и нижнего девона ) возрастает роль известняков. Эти толщи образуют средний структурный ярус разреза Горного Алтая, к концу которого сформировался крупный прогиб Ануйско-Чуйской зоны, заключенный между Бийско-Катунским и Черышско-Теректинским поднятием. Завершается каледонский этап на территории Горного Алтая примерно в раннедевонское время.

Кембрийская система.

Полный, фаунистически охарактеризованный разрез кембрия известен только на северо-востоке Горного Алтая. Ядро Бийско-Катунского горст-антиклинория сложено каячинской серией пород, залегающей на подстилающих отложениях с размывом. Сложена она преимущественно карбонатными породами  с мощными конгломератами в основании. В серии была найдена фауна археоциат и трилобитов, относящихся к нижнему кембрию. Мощность изменяется от 1000-1300 до 2000 метров.

Далее по разрезу залегают вулканогенно-терригенные отложения каимской свиты. В основании её эффузивные и пирокластические породы различного состава сменяющиеся выше сланцевыми породами и песчаниками с редкими прослоями мраморизованных известняков. Мощность свиты сильно варьируется от нескольких сотен метров до нескольких километров. Большинство исследователей относит камскую свиту к амгинскому веку, однако присутствие в ней археоциат и видовой состав трилобитов, показывают, что нижняя часть, вероятно, формировалась в ленском веке. Терригенный состав имеет и верхняя часть среднего кембрия мщность до нескольких сотен метров.

Отложения позднего кембрия распространены на территории Горного Алтая весьма ограниченно. Они представлены глинистыми сланцами, пестроцветными песчаниками, конгломератами и известняками, содержащими трилобитов.

К юго-западу от Катунского горст-антиклинория распространены отложения горноалтайской свиты, объединившей отложения позднего кембрия и тремадока. Возраст ее определяется условно по залеганию между фаунистически  охарактеризованными отложениями среднего кембрия и аренигского яруса. Горноалтайская свита представляет собой мощную – до 5 километров толщу флишоидного типа, состоящую из ритмично чередующихся зеленых и фиолетовых метаморфизованных глинистых сланцев, алевролитов и песчаников, к которой местами присоединяются гравелиты и конгломераты.

Ордовикская система.

Помимо  «немых» отложений верхней части  горноалтайской свиты на территории Горного Алтая широко представлены фаунистически охарактеризованные осадки всех отделов ордовикской системы.

Отложения тремадокского века представлены в западной части Катунского горст-антиклинория. В его составе находятся: терригенные отложения, похожие на породы горноалтайской свиты, но с трилобитами рода Olenidae и Agnostidae.

Отложения нижнего и среднего ордовика распространены в восточных структурно-фациальных зонах Горного Алтая- Ануйско-Чуйской и Уйменско-Лебединской. В Уйменско-Лебединской зоне отложения этого возраста залегают на каимской свите с резким несогласием и мощными конгломератами в основании и представлены глинистыми и кремнистыми сланцами, алевролитами, песчаниками, конгломератами, а также мергелями и известняками общей мощностью 1600-1700 метров. В толще есть обильная фауна трилобитов, наутилоидей и брахиопод, датирующихся аренигско-лландоверийским временем.

Близкие по составу и мощности отложения  известны в Ануйско-Чуйской зоне, но наряду с ними здесь распространены терригенные отложения верхней част ордовика мощностью до 2х километров, залегающие на подстилающей толще несогласно с конгломератами в основании.

В северо-западной части Горного Алтая, в бассейне реки Чарыш, обнажена толща мощностью до 1200 метров  состоящая из песчаников, черных алевролитов, аргиллитов и сланцев с трилобитами и граптолитами основания среднего ордовика.  Верхняя половина среднего ордовика, разделенная на ряд горизонтов мощностью по несколько сотен метров, сложена преимоуществено терригенными породами и известняками вверху.

Силурийская система.

С отложения  силурийского времени развиты в  тех же районах, что и ордовикские. Наиболее полные разрезы известны в  Ануйско-Чуйкой и Чарышской зонах.

Нижний  силур залегает несогласно на ордовике с конгломератами и песчаниками в основании. Местами известны разрезы, начинающиеся с карбонатных пород. В разных районах отложения, выделяемые в виде ряда свит с местными наименованиями, значительно отличаются в деталях, но общем виде разрез характеризуется переслаиванием песчаников, глинистых и известково-глинистых сланцев и известняков общей мощностью от нескольких сотен метров до 2,5 километров. При анализе распределения осадков разного литофациального состава легко устанавливаются области размыва, которыми служили Бийско-Катунский горст-антиклинорий и Теректинский горст. Около этих структур нижний силур сложен грубообломочными породами, которые далее сменяются более тонкозернистыми осадками. В разных пунктах есть богатая фауна граптолитов, брахиопод и кораллов, датиуемая лландоверийским-венлокским временем.

Верхний силур залегает на нижнем трансгрессивно, а местами резко несогласно. В основании иногда встречаются конгломераты, а выше однородная толща мраморизованных известняков. К которым местами присоединяются терригенные породы. Есть фауна брахиопод и кораллов. Мощность отдела меняется от нескольких сотен метров до 1,5 км. 
 
 

Девонская система.

Девонские отложения распространены на изучаемой территории во впадинах, как показано на рис.1. Они развиты во всех структурно-фациальных зонах и обычно различаются по мощности и литологическому составу. Характерной чертой девона является наличие в его составе вулканитов, преимущественно кислого состава, но встречаются и породы среднего и основного состава. Эта особенность девона, в частности, отличает его от кембрийской системы, в сложении которой участвуют преимущественно основные эффузивы.

Отложения девона выполняют крупные прогибы  и представлены довольно разнообразно. Наиболее полный разрез изучен в Ануйско-Чуйском прогибе. С резким несогласием на нижнем палеозое залегает существенно обломочная толща мощностью от 500 до 1500 метров. Состоящая из конгломератов, грубозернистых песчаников, алевролитов и глинистых сланцев. К которым подчинены мергелистые сланцы и известняки. Встречены брахиоподы кобленцского века.

Отложения эйфельского и живетского ярусов разделены несогласием. Нижняя часть эйфельского века наиболее постоянна по составу. Местами это вулканогенная толща, которую слагают основные и кислые эффузивы и их пирокласты, часо замещающие друг друга по простиранию и достигающие мощности 1,5 км. В других пунктах накапливались глинистые сланцы, мергели, известняки или рифогенные известняки мощностью до 500 метров. Верхняя часть яруса сложена кислыми эффузивами и их туфами, вулканическими брекчиями, которые по простиранию местами сменяются породами основного состава. Возраст охарактеризованных отложений определяется на основе найденной фауны кораллов и брахиопод. Их мощность достигает 1700 метров.

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.