Кузнецкий алатау полезные ископаемые

Географо-экономическая характеристика Кузнецкого Алатау. Геологическое строение изучаемой территории. Стратиграфический очерк региона. Тектоника юга Сибири. История геологического развития района. Полезные ископаемые. Геолого-технический отчет.

Визейский ярус нижнего отдела каменноугольной системы представлен Самохвальской свитой — С₁ sm.

Отложения данного возрастапредставлены в небольших количествах на юго-востоке исследуемой территории. Пароды данной свиты представлены в виде зеленых туфопесчаников и туффитов с подчиненными прослоями гравелитов и известняков с Porodendron cristatum Chache. Общая мощность отложений составляет 390 м.

Породы этого возраста выходят на поверхность на юго-востоке территории вблизи района оз. Инголь. Нижняя свита юрской системы является угленосной, она представлена такими породами как серые песчаники, углистые алевролиты и аргиллиты с прослоями и линзами каменных углей. Общая мощность составляет около 800 м.

Верхнечетвертичные отложения — Q 2 _III.

Породы этого возраста выходят на поверхность в юго-восточной части изучаемой территории вблизи устья реки Кия. Породы представлены аллювиальными отложениями первой надпойменной террасы: песками и галечниками.

Современные отложения — Q_IV.

Отложения этого возраста широко развиты повсеместно, а именно в юго-западной(р-н оз. Шира), западной( р-н оз. Ашпыл, устье р. Чернавка), северо-западной( устье р. Сютик), северо-восточной и восточной(вблизи р-на оз. Линево), юго-восточной (р-н оз. Инголь, вдоль устья р. Кия) частях площади. Отложения представлены аллювиальными песками и галечниками.

Изучаемый мной район находится в области сочленения трех крупных геолого-тектонических структур юга Сибири — восточного склона антиклинория Кузнецкого Алатау, Батеневского кряжа и Чебаково-Балахтинской впадины Минусинского межгорного прогиба, в строении которых принимают участие нижний додевонский складчатый комплекс салаирид и верхний рифтогенно-депрессионный комплекс герцинид.

Додевонский комплекс восточного склона Кузнецкого Алатау и Батеневского кряжа (салаириды) представлен рифей-венд-кембрийскими отложениями, собранными в линейные складки, осложненные разноориентированными разломами и прорванные разнообразными интрузивными комплексами рифейского и кембро-ордовикского возраста.

Рифтогенно-депрессионный комплекс герцинид сложен отложениями верхнего силура (?)-девона и нижнего карбона, собранными в простые брахиформные складки штампового типа, также осложненные разломами и прорванные мелкими телами интрузивных пород. Нижний и верхний комплексы разделены крупным региональным перерывом в осадконакоплении и представляют собой самостоятельные структурные этажи.

Додевонский (нижний) складчатый комплекс (салаириды).

Складчато-блоковое строение додевонских толщ восточного склона Кузнецкого Алатау и Батеневского кряжа примечательно наличием разнонаправленных складчатых структур, их торцовым сочленением по разломам.

Пликативные структуры салаирид 1-ого порядка в районе включают Белоиюсский и Батеневский антиклинории, Ширинский и Сонско-Беллыкский синклинории, Юлинскую грабен-синклиналь.

К пликативным структурам 2-ого порядка отнесены: Изекиюльская и Изыкчульская горст-антиклинали, Каратегская, Тюримская, Карышская, Верхнетуимская и Лощенковская антиклинали, Кошкулакская и Катюшкинская синклинали, Сонская антиклиналь, Сыйская и Юлинская грабен-синклинали. Преобладающее (генеральное) простирание структур северо-восточное. Длина складок составляет, как правило, 15-30 км, размах крыльев 6-12 км. Углы падения крыльев колеблются от 15-30° до 70-85° при преобладании — 45-70°. Складки первого порядка осложнены складками второго, третьего и более высокого порядка. Мелкие складки подобного типа развиты в зонах тектонических разломов (Белоиюсско-Ширинский, Юлинский, Сонско-Кортузский и др.) на границе блоков. Крылья многих крупных складок срезаны региональными разломами и представляют собой практически моноклинали. Примером таких структур является Тюримская и Сонская антиклинали, Юлинская грабен-синклиналь. Возраст складчатости оценивается второй половиной среднего кембрия (майский век).

Типичным представителем структур второго порядка является одна из крупнейших складок Ширинского синклинория — Сыйская грабен-синклиналь, которая прослеживается от верховьев речки Большой Сыи к поселку Малая Сыя и далее, пересекая долину р. Белый Июс до Ефремкинского хребта. Общая протяженность этой структуры более 35 км, размах крыльев до 10 км. В строении ее участвуют все известные свиты верхнего докембрия, нижнего и среднего кембрия (кроме кошкулакской). Ось Сыйской синклинали от верховьев речки Королевской Сыи до устья речки Собаки имеет субмеридионалъное простирание и погружается на север под углом 30-50°, С юговостока на северо-запад за счет погружения оси складки толщи рифея сменяются отложениями нижнего и среднего кембрия. Запад-северо-западное крыло синклинали почти вдоль оси нарушено зоной Белоиюсско-Ширинского (Сыйского) разлома, а в бассейне р. Малой Сыи у пос. Малая Сыя и восточнее с. Ефремкино — Кузнецовско-Малосыйским и Усинско-Малосыйским разломами. Последние два разлома виргационно ветвятся, образуя сложную горст-грабеновую структуру. Западное крыло Сыйской синклинали имеет неустойчивое восточное падение под углами 25-85°, однако, преобладают углы падения 40-50°. Восточное крыло синклинали имеет более устойчивые углы падения — 50-60°. В полосе от пос. Малая Сыя до хребта Ефремкинского вдоль оси Сыйской синклинали наблюдаются более мелкие структуры; Ефремкинская антиклиналь и Ефремкинская синклиналь, Безымянная Синклиналь, Малосыйская синклиналь с углами падения крыльев от 50 до 85°.

Дизъюнктивные нарушения развиты повсеместно, хорошо картируются и образуют системы четырех направлений; субмеридионального, субширотного, северо-западного и северо-восточного. Сложная система разрывных нарушений создает «клавишную» (блоковую) структуру региона в целом. Границами всех крупнейших Структурных зон (ангиклинориев и синклинориев) являются долгоживущие разломы северо-восточного направления; Шипилинск-Сисимский, Белоиюсско-Ширинский (Сыйский), Терсинско-Беллыкский (Шунетский), Юлинский, Сонско-Кортузский, Таштыпско-Саксырский. Большинство указанных разломов заложились в додевонское время, многократно подновлялись позднее в условиях девонского континентального рифтогенеза, в начале мезозоя и кайнозое на этапе эпиплатформенной активизации. Ряд разломов контролировали магматическую деятельность, начиная с рифея по ранний девон и даже палеоген. Примером такого длительно живущего разлома является Сыйский разлом (Сыйский грабен), который разграничивает в районе блоки с разными по составу и возрасту интрузивными образованиями.

Не исключено, что в эпоху общего воздымания и сдвигообразования Сыйский дизъюнктив развивался как взброс, но без заметной Сдвиговой составляющей. Позже в эпоху когтахского магматизма вдоль Сыйского грабена внедрилась цепочка вытянутых в северо-восточном направлении тел титанистых габбро. В девоне в этой же зоне сформировались тела щелочных Сиенитов-адамеллитов с многочисленными дайками кварцевых диоритов. Протяженность дизъюнктива более 70 км, максимальная ширина в верховьях речки Большая Сыя достигает 7-8 км.

Разломы северо-западного направления, поперечные к пликативным структурам салаирид, пользуются меньшим распространением. Они, как правило, смещают разломы северо-восточного простирания и наиболее ярко выражены на южном окончании Белоиюсского батолита и на северном Окончании Улень- Туимского плутона. В последнем случае они образуют широкую полосу субпараллельных дизъюнктивов, секущих поперек Катюшкинскую синклиналь, Сонскую антиклиналь, Юлинскую грабен-синклиналь и, повидимому, являются поверхностным проявлением долгоживущего Берешско-Шунетско-Ойского разлома. Сохочул-Матаракский сброс является составной частью этого крупного дизъюнктива.

Разломы субширотного простирания пользуются ограниченным распространением и наиболее хорошо выражены в районе рудника Коммунар. Они проявляются как крупные одиночные нарушения, зоны катаклаза или представлены группами сближенных однотипных дизъюнктивов, образующих Коммунаровский и Бадановский пучки.

Коммунаровский пучок наиболее сложен и состоит из 5-6 дизъюнктивов разного кинематического типа и возраста, расходящихся из бассейна речки Усинской Собаки веером на северо-восток. На меридиане Коммунаровского рудного поля, ширина пучка достигает 5 км. Простирание дизъюнктивов в пучке в восточном направлении постепенно меняется от северовосточного на широтное, образуя дугу радиусом 15-20 км. С учетом кинематического типа дизъюнктивов, их возраста и проницаемости для магм в Коммунаровском пучке можно выделить: 1) систему молодых сбросо-сдвигов и 2) более древюою систему взбросо-сдвигов. Горизонтальные амплитуды смещения по этим дизъюнктивам составляют от 200 до 900 м. Возраст системы субширотных сбросо-сдвигов определяется смещением массива адамеллитов Сохочульского комплекса с возрастом 367 млн. лет. Возраст взбрососдвигов более древний. Если сбросо-сдвиги смещают Сыйский разлом, то взбросо-сдвиги гасятся зоной этого разлома.

Субмеридиональные разломы развиты очень редко, имеют небольшую протяженность (первые километры) и лучше всего наблюдаются в районе рудника Коммунар и в верховьях р. Тюрим (Кошкулакские сбросы). В районе рудника Коммунар наиболее интересным из субмеридиональных дизъюнктивов является Таисьинско-Кузнецовский взбросо-сдвиг, прослеженный на расстояние более 7 км. Сместитель его падает на запад под углами 60-70°. Восточное крыло дизъюнктива сложено метадиабазами белоиюсской свиты нижнего рифея, а западное (висячее) крыло — терригенно-карбонатными породами сыннигской свиты среднего рифея. По разлому наблюдается торцевое сочленение складок, что объясняется горизонтальными крупноамплитудными смещениями. Возраст дизъюнктива, вероятно, среднекембрийский (послескладчатый), но докоггахский, так как срезается интрузиями когтахского комплекса.

Рифтогенно-депрессионный (верхний) комплекс.

Верхний рифтогенно-депрессионный структурный комплекс представлен вулканогенно-осадочными и осадочными отложениями девона и карбона. Orложения комплекса с резким угловым несогласием налегают на сложнодислоцированные толщи нижнего структурного комплекса и Прорывающие их интрузивные образования. В свою очередь на основе наличия углового несогласия между нижним и средним девоном верхний структурный комплекс подразделяется на два структурных яруса. Нижний из них включает вулканогенно-осадочную быскарскую серию нижнего девона. Верхний ярус объединяет осадочные терригенно-карбонатные толщи живетского яруса среднего и верхнего девона и нижний карбон.

Отложения верхнего структурного комплекса осложнены пологими складчатыми структурами и многочисленными разрывными нарушениями.

Пликативные структуры верхнего структурного комплекса по морфологии заметно отличаются от подобных нарушений додевонских толщ. Они в равной степени являются следствием тектонических дислокаций отложений нижнего и верхнего структурных ярусов.

Нижний структурный ярус сложен красноцветным вулканогенно-осадочным комплексом быскарской серии нижнего девона. Пликативные структуры этого яруса сохранились фрагментарно, осложнены дизъюнктивами и имеют субширотное, северо-восточное, субмеридиональное, реже, северозападное простирание осей. Наиболее интересными с точки зрения геологического картирования являются Сохочульские складки придорожной толщи, Кузьменская антиклиналь и Шунетская синклиналь. Длина этих складок колеблется от первый сотен метров до 8-15 км, размах крьльев — от первых десятков метров до 4-6 км, углы падения крыльев складок варьируют в пределах 10-80°. Наблюдается и опрокинутое залегание (Сохочульские складки). Складки открытые, с выпуклой формой замка, штамповые и надразломные. Время образования складок этого структурного яруса — конец раннего девона.

Верхний структурный ярус сложен осадочными терригенно-карбонатными толщами живетского яруса среднего девона, красноцветными, преимущественно терригенными толщами верхнего девона и сероцветными туфогенно-карбонатными толщами нижнего карбона. Пликативные структуры яруса наиболее легко картируются и, как правило, хорошо дешифрируются по аэрофотоснимкам и космоснимкам. Это типичные штамповые складки с меняющимся направлением осей, брахиформные, сундучные и коробчатые, выпуклые и гребневидные. Наиболее интересными складками, с точки зрения геологического картирования, являются: Черноозерская мульда, Абрасская, Северо-Иткульская и Арамчакская антиклинали, Ширинская и Иткульская синклинали. Простирание осей большинства складок северо-западное или северо-восточное. Углы падения крыльев изменяются в широких пределах от 5-10° до 70-80°. Имеются случаи опрокидывания крыльев складок. Однако, преобладают пологопадающие крылья с углами падения от 10° до 45°. Длина складок первого порядка 10-15 км, размах крьшьев от 2 до 10 км. Время образования складок — конец раннего карбона.

Дизъюнктивные нарушения, прослеживающиеся в структурах рифтогенно-депрессионного комплекса, осложняют также и строение салаирид. К таким нарушениям относятся Шипилинский, Сыйский, Шунетский, Юлинский, Сухоербинский, Сохочул-Матаракский разломы. По своему кинематическому типу в этот этап герцинской активности они классифицируются как сбросы или сбросо-сдвиги. Ориентировка сместителей этих дизъюнктивов северо-восточная, северо-западная, субмеридионалъная, редко, субширотная. Протяженность дизъюнктивов изменяется от первых десятков и сотен метров (Шунетские сдвиги) до 10-15 км. Сместители, как правило, крутопадающие или вертикальные. Многие из разломов хорошо дешифрируются по аэрофото- и космоснимкам (Иткульские и Шунетские дизъюнктивы) и по возрасту подразделяются на две группы: нижнедевонские (доживетские) и посленижнекарбоновые. С точки зрения геологического картирования наибольший интерес вызывают мелкие дизъюнктивы, которые сравнительно легко выявляются при дешифрировании аэрофотоснимков, а затем прослеживаются на местности (Сохочульские и Иткульские дизъюнктивы, Шунетские сдвиги).

Кроме тектонических структур линейного типа (складчатых структур и разломов) для исследуемого района характерны так называемые кольцевые структуры, морфологически они выражены в рельефе как области неотектонических поднятий или опусканий с радиальной или центростремительной речной сетью; структурно они проявляются как дайковые поля кольцевого типа, кольцевые разломы. Есть структуры овального типа, практически не выраженные в современном рельефе, а выделяемые по физическим полям и, прежде всего, по плотностной неоднородности.

Кольцевые структуры первого порядка, обусловленные неоднородностями верхней мантии, находятся за пределами площади изучаемого района к ЮЗ и СЗ. Одна из них своим юго-восточным окончанием охватывает северозападную часть Белоиюсского антиклинория в районе с. Ефремкино и рудника Коммунар. К этой дуге приурочены дайковые поля малых щелочных интрузий и кольцевая вулканическая постройка (тейская свита верхнего силура-нижнего девона).

Кольцевая структура второго порядка своим северным окончанием захватывает юг описываемой территории. Она ограничивает области распространения Уйбатского, Солгонского и Белоиюсского гранитоидныx массивов, Кошкулакский выступ дорифейского фундамента. Все указанные элементы располагаются вдоль границы кольцевой структуры. Другая структура второго порядка охватывает северо-восточную часть описываемой территории (Ширинская структура) и, видимо, связана с центрами нижнедевонского вулканизма.

Кольцевые структуры третьего порядка (Малая Ширинская, Шунетская) входят в контуры структуры второго порядка и, видимо, также отражают центры девонского вулканизма.

К кольцевым структурам четвертого порядка относится Карышская кольцевая структура, расположенная в пределах северо-восточного окончания Уленъ-Туимского гранитоидного массива. Структура выявляется по аэрофотоснимкам и подтверждается малымии интрузиями кольцевого типа.

В неотектоническом отношении Кузнецкий Алатау, Батеневский кряж и Чебаково-Балахтинская впадина представляют собой формы мегарельефа или активные морфоструктуры 1-го порядка. Выделение этих четко выраженных в рельефе морфоструктур является следствием разной интенсивности поднятий отдельных блоков на фоне общего неотектонического воздымания горного обрамления Западно-Сибирской низменности.

Исходной поверхностью, при неотектонических деформациях которой возникли указанные морфоструктуры, является доорогенная поверхность выравнивания (доорогенный пенеплен). Реликты поверхности выравнивания усматриваются в уплощенных водораздельных пространствах, сохранившихся в Кузнецком Алатау и западной части Батеневского кряжа. Возраст этой поверхности в пределах Кузнецкого Алатау датируется как позднеюрскомеловой. Восточнее, в пределах Батеневского кряжа, возраст этой поверхности постепенно омолаживается до миоценового. Основное неотектоническое воздымание и формирование основных форм мегарельефа в описываемом районе, как и во всем горном обрамлении Сибири, приходится на плиоценчетвертичное время.

Поскольку в районе не обнаружены до- и синорогенные толши неогенчетвертичного возраста регионального распространения (за исключением пролювиального предгорного шлейфа), методика выявления неотектонических морфоструктур II-го и более высоких порядков (на первый взгляд не выраженных в рельефе) базировалась на морфометрическом анализе новы и изучении линеаментов, Детали неотектонических движений во времени уточнялись при анализе террасовых лестниц. При этом, наиболее полная картина неотектонического строения района была получена при анализе карт базисных поверхностей и, особенно, карт вершинных поверхностей, отражающих блоковую природу неотектонических движений.

В результате, в пределах указанного района выявлена сетка линеаментов разного масщтаба, подразделяющихся на несколько видов по характеру проявления:

— спрямленные участки долин и разделяющие их наиболее глубокие седловины, лежащие на одной линии;

— выраженные в рельефе уступы, разделяющие участки с различной средней абсолютной высотой поверхности, в частности, линейные сгущения изолиний на картах вершинных поверхностей;

— линейные ландшафтные границы (например, границы участков с разным внутренним рисунком рельефа, обусловленным чаще всего различиями в густоте или геометрическом типе эрозионной сети в плане).

Сопоставление выявленной сетки линеаментов с геологической картой показало, что 75 % из них никак не выражены на карте и, следовательно, представляют собой собственно неотектонические разломы. Простирание всех линеаментов-разломов преимущественно северо-восточное и северо-западное, реже широтное и меридиональное. Протяженность их от 4-5 км до десятков км и более. Часть из них уходит за пределы района. Самые крупные и четко выраженные разломы служат границами трех главных вышеотмеченных морфоструктур I-го порядка. Наиболее сложно устроена граница между областями преобладающих неотектонических поднятий. Она состоит из трех кулисообразно расположенных разломов северо-восточного простирания: разлома Северного фаса гор, идущего от широтного участка долины р. Черный Июс до оз. Белё; Ширинского, простирающегося от лога Сохочул через райцентр Шира и далее приблизительно посредине между оз. Белё и Шира; Карасукского, протягивающегося от оз. Шира до меридионального отрезка долины р. Карасук. Расстояние между разломами приблизительно одинаковое и составляет 7-8 км. Меридионально, приблизительно совпадая с долиной р. Белый Июс, прослеживается Белоиюсский разлом.

Наконец, от района пос, Топанов в юго-восточном направлении до верхнего течения р. Сон трассируется Туимский разлом, продолжением которого служит идущий в восток-юго-восточном направлении Ерба- Тесьский разлом. Последние два разлома делят Батеневский кряж на юго-западную приподнятую и северо-восточную относительно опущенную части.

Более мелкие линеаменты — неотектонические разломы II-го порядка расчленяют главные морфоструктуры на структуры II-го порядка — блоки прямоугольной, треугольной и вытянутой формы площадью от 8-10 до 300-350 км 2 , положение которых характеризуется определенной закономерностью. В центральных частях морфоструктур I-го порядка блоковая структура имеет спокойный характер — размеры блоков более крупные, сетка разделяющих их разломов II-го порядка более правильная. Особенно это касается юго-западной части Батеневского кряжа. При приближении к главным разломам, разделяющим морфоструктуры I-го порядка, размеры блоков уменьшаются, сетка разделяющих их разломов теряет свою правильную геометрическую форму, увеличивается контрастность абсолютных отметок поверхности соседних блоков, появляются блоки с четко выраженной тенденцией к относительному опусканию.

Сложным является вопрос об определении амплитуд неотектонических вертикальных перемещений блоков, поскольку в районе отсутствуют надежные реперы, используемые для определения таких амплитуд (стратиграфические уровни в неогеновых отложениях, датированные одно возрастные поверхности выравнивания). Поэтому определялась условная относительная амплитуда вертикального перемещения блоков. За исходный опорный разрез были выбраны поверхности блоков с мелкоостанцовыми денудационными равнинами с минимальными перепадами относительных отметок, формировавшиеся в условиях тектонического покоя за время, предшествовавшее неотектоническому этапу и в течение последнего. Например, водораздельное пространство между блоком, несущим котловину оз. Шира и верховьями р. Карасук; междуречье рек Ерба и Тесь в восточной части Батеневского кряжа. Средняя абс. отметка поверхности таких блоков, принятая за условный «0», равна 400 м и представляет собой абс, отметку доорогенного (донеотектонического) рельефа + минимальная амплитуда неотектонического поднятия всей предорогенной ступени, Амплитуда относительного неотектонического перемещения остальных блоков в этом случае будет равна их абсолютной высоте (определенной с точностью до 100 м) минус 400 м. Таким образом было установлено, что в пределах Чебаково-Балахтинской впадины и северо-восточной части Батеневского кряжа амплитуда положительных вертикальных неотектонических перемещений составила от 100 до 300 м, в юго-западной части Батеневского кряжа — от 200 до 600 м, а в Кузнецком Алатау от 300 до 1100 м. Максимальная разница в амплитудах перемещений двух соседних блоков по «разлому Северного фаса гор» достигает 700 м. Некоторые блоки испытали неравномерное поднятие в разных своих частях (например, правобережье нижнего течения р. Тюхтерек, левобережье р. Белый Июс в районе пос, Балахчино) с уклонами поверхности, достигающими 0.02.

В пределах Чебаково-Балахтинской впадины и северо-восточной части Батеневского кряжа, которые рассматриваются как относительно опущенные морфоструктуры, широким распространением пользуются блоки, поверхность которых в значительной мере или даже полностью сложена аллювиальными, пролювиальными и озерно-болотными отложениями. Такие блоки, очевидно, в неотектонический этап обладали тенденцией к относительному, а возможно, в отдельные моменты, и абсолютному опусканию, амплитуду которого в виду отсутствия данных о мощности рыхлых толщ пока определить затруднительно.

Следует отметить, что южная окраина Чебаково-Балахтинской впадины и восточная часть Батеневского кряжа характеризуется заметно более высокой степени соответствия неотектонического плана тектоническому строению герцинского структурного этажа. Отдельные блоки, испытавшие за неотектонический этап поднятие, в плане совпадают с коробчатыми антиклиналями в девонско-каменноугольных отложениях, а разделяющие их синклинальные мульды рассматриваются как участки, испытывающие неотектоническое опускание.

Из анализа «лестницы» террас и эрозионно-денудационных врезов, лучше всего развитых и изученных в долине р. Белый Июс у пос. Ефремкино, следует, что неотектоническое поднятие района, начавшееся в конце миоцена, шло с остановками и нарастанием общей скорости поднятий от 0.01 мм/год в плиоцене до 0.1 мм/год в среднем плейстоцене и 0.2 мм/год в позднем плейстоцене. 110-120-метровый эрозионно-денудационный врез, датируемый плиоценом, заметно снижается при выходе из Кузнецкого Алатау в пределы Чебаково-Балахтинской впадины, а более низкие террасы и врезы этой тенденции не обнаруживают. Это является еще одним подтверждением того, что основное поднятие Кузнецкого Алатау относительно Чебаково-Балахтинской котловины приходится на ранне- и среднеплейстоценовое время.

В заключение отметим еще одну особенность неотектоники района. В Кузнецком Алатау при дешифрировании аэрофотоснимков выявлены четко выраженные линеаменты меридионального простирания, не отраженные на геологической карте и совершенно независимые от пластики рельефа, Т.е. еще не «освоенные» эрозией и денудацией. По наиболее крупному из этих линеаментов, тянущемуся от западных склонов г. Пухтаскыл до верховий р. Ачискас, отмечается смещение долины верхнего течения р. Усы с амплитудой 2 км (правый сдвиг). Вероятнее всего, эти линеаменты представляют собой самые молодые современные сейсмически активные тектонические разломы — явление новое, редкое, еще плохо изученное в эпиплатформенных горах с низкой степенью сейсмичности.

Теперь рассмотрим тектонику Крутоярской площади Красноярского края.

В региональном плане тектоника площади относится к складчатой области, вероятно к зоне распространения западных Саян. В центральной части территории наблюдается большая складчатость, нежели чем в краевой.

На территории выделяется три структурных этажа.

Первый этаж включает в себя нижний отдел девонской системы мощностью порядка 3800 метров. Этаж распространен на северо-западе изучаемой территории, а также в центре в районе свх. Крутоярский. Этаж представлен кварцевыми порфирами, андезитовыми порфирами, альбитофирами, вулканическими брекчиями.

Второй структурный этаж включает в себя средний и верхний отделы девонской системы, а также нижний отдел каменноугольной системы, он представлен красными и лиловыми косослоистыми песчаниками, алевролитами, конгломератами, мергелями, аргиллитами и др.Общая мощность этажа составляет порядка 3860 метров. Этаж распространен повсеместно на всей изучаемой территории.

Третий структурный этаж включает в себя нижний отдел юрской системы. Этаж расположен на востоке исследуемой территории и представлен серыми аргиллитами, алевролитами и глинистыми песчаниками с прослоями и линзами каменных углей. Общая мощность этажа составляет около 700 метров.

Также на изучаемой территории наблюдаются различного вида несогласия:

1) Стратиграфическое несогласие между каменноугольной и юрской системами. На карте присутствует только нижний отдел карбона, а верхний и средний отделы отсутствуют.

2) Стратиграфическое несогласие между каменноугольной и юрской системами. На карте отсутствуют отложения пермской и триасовой системы.

3)Стратиграфическое несогласие между юрской и меловой системами. На карте наблюдается только нижний отдел юры,, а средний и верхний отделы отсутствуют.

4) На северо-востоке на контакте отложений бейской свиты живетского яруса среднего отдела девонской системы D₂bs и ойдановской свиты

франского яруса верхнего отдела девонской системы D₃od наблюдается несогласие. D₂bs залегает под углом 45° , а D₃od под углом 20°.

5)В южной части территории на контакте отложений бейской свиты живетского яруса среднего отдела девонской системы D₂bs и ойдановской свиты франского яруса верхнего отдела девонской системы D₃od наблюдается несогласие . D₂bs залегает под углом 30°, а D₃od — 22°.

6) В центральной части изучаемой территории в районе свх. Крутоярский на контакте отложений живетского яруса толтаковской свиты среднего отдела девонской системы D₂tl и сарагашской свиты живетского яруса девонской системы D₂sr наблюдается несогласие. D₂tl залегает под углом 30°, а D₂sr — 10° и 20°.

7) В районе реки Чернавка на контакте отложений сарагашской свиты живетского яруса девонской системы D₂sr и бейской свиты живетского яруса среднего отдела девонской системы D₂bs

наблюдается несогласие. D₂sr залегает под углом 10°, а D₂bs — 35°.

8)На юго-западе изучаемой территории в районе реки Чернавка

на контакте отложений бейской свиты живетского яруса среднего отдела девонской системы D₂bs и ойдановской свиты франского яруса верхнего отдела девонской системы D₃od наблюдается несогласие. D₂bs залегает под углом 35°, а D₃od — 18°.

1.4 История геологического развития

В геологической истории района, включающего юго-западную часть Чебаково-Балахтинской впадины и ее горного обрамления (Кузнецкий Алатау и Батеневский кряж) можно выделить четыре структурных яруса или этажа, соответствующих определенным этапам тектонического и геодинамического развития.

Первый, нижнепротерозойский структурный ярус представлен глубокометаморфизованными и сложнодислоцированными отложениями пихтерекской и кульчазинской толщ. Они сложены мраморами, кварцитами, гнейсами, метабазитами и метакоматиитами, которые выступают в тектонических блоках и, скорее всего, представляют собой реликты зеленокаменных поясов архей-раннепротерозойского фундамента праплатформы.

Второй, рифейский структурный ярус включает линейно дислоцированные вулканогенно-терригенно-карбонатные свиты, прорванные многочисленными интрузивными телами габброидного состава.

Предполагается, что базальная нижнерифейская белоиюсская свита, содержащая покровы метабазальтов с прослоями кремнистых сланцев, филлитов, карбонатных пород, сформировалась в глубоководных условиях и представляет собой фрагмент коры океанического типа.

Вулканогенно-осадочные толщи среднерифейской полуденной серии (сыннигская, тюримская и арамонская свиты), сложенные базальтами, андезито-базальтами, риодацитами, риолитами и ассоциирующими с ними турбидитами, кремнистыми сланцами и карбонатными породами, несут черты формирования в обстановке незрелой островной дуги (Гребенщикова, 1988).

Отложения верхнерифейских кульбюрстюгской и литвинской свит характеризуют различные обстановки накопления. Для кульбюрстюгской свиты, сложенной преимущественно продуктами вулканических извержений базальтового и трахибазальтового состава, грубообломочными и, реже, карбонатными осадочными породами, характерна резкая смена фаций и мощностей, что наряду с повышенной щелочностью вулканитов и молассоидным типом осадочных накоплений позволяет предполагать её формирование в условиях зоны тыловых рифтов.

Литвинская свита имеет выдержанное строение и состав и сложена известняками и доломитами с прослоями фосфатсодержащих силицилитов, глинистых и кремнистых сланцев, реже, песчаников, гравелитов и конгломератов. Подобная ассоциация морских и прибрежно-морских осадков характеризует скорее всего обстановки континентального шельфа.

В конце позднего рифея в результате коллизии произошло закрытие рифейской океанической структуры и образование шарьяжно-складчатоглыбовой области. Предшествующий вендскому времени перерыв в осадконакоплении отличается развитием аллитовых и ферриаллитовых кор выветривания, формирующихся за счет сложнодислоцированных рифейских толщ в условиях влажного и жаркого климата.

Третий структурный ярус сложен породными комплексами венда и кембрия. Они дислоцированы в одном плане, расчленены разломами на отдельные блоки. Предполагается, что вендское осадконакопление происходило в эпиконтинентальных озерно-морских бассейнах и лагунах с повышенной соленостью вод, что привело к формированию пестро цветных, нередко фосфатоносных и баритоносных пород.

В раннекембрийское время происходит трансгрессия морского бассейна и накопление в раннем и среднем кембрии мелководных терригеннокарбонатных толщ (тунгужульская, колоджульская, усинская, ефремкинская, безымянная свиты). Кембрийские отложения характеризуются пестротой состава, быстрой сменой фаций, незначительными площадями распространения и содержат покровы базальтов (колоджулъская, ефремкинская свиты).

В позднекембрийское и раниеордовикское время в регионе проявились интенсивные складчатые, шарьяжные и блоковые дислокации, сопровождающиеся внедрением многочисленных интрузий «пестрого» состава. Эта тектоно-магматическая активизация частично может быть увязана со скучиванием сиалических масс в результате закрытия Палеоазиатского океана, а частично с заложением и развитием Уйбатской континентальной рифтовой структуры. Именно с процессами континентального рифтогенеза связывают формирование кошкулакской свиты, в составе которой присутствуют субщелочные вулканические породы базальтового, трахитового и трахидацитового состава.

В течение ордовикского и, возможно, силурийского периодов район существовал в условиях континентального рифтогенного режима при преобладании блоковых вертикальных движений. Проявление в указанном регионе в ордовикское время щелочного (нефелиновые сиениты) и карбонатитового магматизма косвенно подтверждает такое предположение.

С раннего девона начинается принципиально новый этап (четвертый структурный ярус), который характеризуется интенсивными тектоническими движениями и активной вулканической деятельностью. В наземных условиях начались мощные излияния основных лав. Одновременно в мелководных водоемах накапливались красноцветные молассы, содержащие минералыиндикаторы (гипс, отпечатки галита) эвапоритовых обстановок седиментации.

Данная территория — одно из немногих мест на земном шаре, где сохранились остатки псилофитов (риниофитов) — первых наземных растений. В мелководных бассейнах существовали водоросли (строматолиты), филлоподы, ракоскорпионы. Разрезы вулканогенно-осадочных толщ нижнего девона, называемые быскарской серией, сильно отличаются друг от друга даже на незначительном расстоянии. На территории полигона находилось несколько центров вулканических извержений, которые являлись поставщиками лавового и пирокластического материала: базальтов, трахиандезитов и их туфов, трахириодацитов. Эти же породы, впоследствии перемытые, служили материалом для пород терригенного ряда, слагающих нижнематаракскую, придорожную и, отчасти, марченгашскую толщи.

Вулканизм проявлялся в раннем девоне неравномерно. На юго-западе полигона, например, вначале преобладали извержения эскплозивного характера и происходило формирование мощных толщ туфов и игнимбритов трахиандезитового состава (придорожная толща). Завершается этот отрезок времени обильными трещинными излияниями базальтовых лав с образованием покровов (марченгашская толща). Эта пестрая картина осложняется силловыми телами долеритов и, в гораздо меньшем количестве, трахириодацитов.

Следует отметить, что все вулканиты быскарской серии очень близки по времени накопления. Проявления вулканизма на территории полигона относятся к эмсскому веку раннего девона. Такой возраст их надежно доказан псилофитами, встреченными по всему разрезу в песчаниках и алевролитах красноцветной молассовой формации. В последние годы на основании установленной непрерывности разреза, находок флоры и спор к быскарской осадочно-вулканогенной серии предлагается относить терригенные толщи толтаковской и аскизской свит.

В Южно-Минусинской впадине накопление молассовой формации перемежалось редкими морскими трансгрессиями (рифовые известияки таштыпской свиты).

В последуюшем в геологической истории района наступает перерыв, включающий блоковые движения и складчатость. Этот перерыв, вызванный поднятием территории и ей денудацией, продолжался весь эйфельский век и известен в литературе под названием предживетского перерыва.

Начиная с живетского века, на территории Минусинских впадин преобладают морские условия. Бассейн был мелководный, возможно, первоначально пониженной солености. В бейское время здесь господствует теплое мелкое море с нормальной соленостью, населенное бентосной фауной (брахиоподы, кораллы, мшанки и др.). Предполагается, что море проникало с юга, из Южно-Минусинской впадины и Тувы.

В позднем девоне морской бассейн отступает. Осадконакопление происходило в субаквальных условиях, в мелководных обширных озерах и лагунах. Климат был аридным, жарким, способствующим накоплению красноцветных, преимущественно терригенных пород. В кохайское время площадь моря несколько увеличивается, затем снова сокращается. Условия осадконакопления в ойдановское и тубинское время были, таким образом, примерно близкими. Наличие барита и прослоев гипса в отложениях тубинской свиты свидетельствует о солоноватоводных условиях. В тубинской свите часто можно видеть знаки ряби, трещины усыхания, что указывает на чрезвычайную мелководность бассейнов.

В течение первой половины раннего карбона на территорию распространилась морская трансгрессия, сменившаяся в визе континентальными условиями осадконакопления (угленосный комплекс) в обширных пресноводных, либо солоновато водных озерных бассейнах, о чем свидетельствуют находки плауновых растений.

Накопление быстрянской, алтайской и самохвальской свит происходило в морских условиях. Морской бассейн наступал с севера, со стороны Томь-Колыванской зоны. Характерным для карбона является прекращение режима красноцветного осадконакопления, хотя тектонический план по сравнению с верхним девоном не претерпел значительных изменений. Среди нижнетурнейских отложений известны континентальные и мелководно-морские генетические типы пород, а также накопления застойных впадин, содержащие залежи фосфоритов и флюорита. Более молодые доугленосные, а также угленосные отложения визейского века и моложе на территории полигона размыты полностью. После карбона территория испытывала складчато-блоковые движения, поднятия и денудацию, в результате чего отложения конца палеозоя, мезозоя и дочетвертичного кайнозоя на территории полигона не сохранились.

Формирование и развитие почвенного покрова рассматривается с неогена. До этого времени обширный Южно-Сибирский пенеплен в северной своей части был покрыт хвойно-широколиственными лесами. Почвы широколиственных лесов в концу неогена в соответствии с общими изменениями природных условий претерпели значительное задернение и остепнение.

Альпийский орогенез, изолировавший Минусинские впадины от непосредственного влияния пустынь Монголии и влажных воздушных потоков с Атлантики, усложнил весь комплекс природных условий. Климат приобрел черты современного, стал резкоконтинентальным. Изменения орографии и климата существенно сказались на растительности и почвообразовании. Миоценовая хвойно-широколиственная растительность стала частью мигрировать из Сибири в юго-западном направлении, а в массе изменяться на месте.

В четвертичный период продолжалось поднятие гор Южной Сибири, а в период горного оледенения произошло исчезновение широколиственных лесов. Их обедненные фитоценозы сохранились в отдельных рефугиумах. Широкое распространение получила холодостойкая темнохвойная тайга, тундровая растительность. В этой обстановке шло формирование своеобразного ландшафта — «плейстоценовой степи», когда в условиях сурового резкоконтинентального режима в позднем плейстоцене было, вероятно, положено начало дифференцировки той горной сосново-лиственнично-березовой лесостепи, которая сохранилась в Средней Сибири до наших дней в наименее измененном виде. При этом в зависимости от форм рельефа и создавшейся вертикальной микроклиматической обстановки шло усиление то лесных, то степных типов с дифференциацией последних по составу слагающих их представителей. В наиболее суровых и континентальных условиях восточного склона Кузнецкого Алатау и прилегающих частей Минусинской котловины в древесных породах произошло обособление почти в чистой культуре лиственничных лесов. Третичные реликты отмечены в Кузнецком Алатау.

По мере поднятия горных районов и изменения климата, почвы под лесами развивались по подзолистому типу, в то время как во впадинах, в связи с нарастанием похолодания, сухости и формирования вечной мерзлоты, усиливался процесс гумусообразования. По всей вероятности, почвенный покров впадин в то время в известной степени напоминал современные малогумусные маломощные карбонатные почвы высокогорных степных котловин.

Развитие почвообразовательного процесса на территории происходило различно в условиях горных районов и котловин. В горах этот процесс длительное время находился на лесной стадии, а на пониженных пространствах почвы через стадию криоксеротического периода и луговостепную в послеледниковое время переходят к современному степному периоду почвообразования.

Современные геоморфологические и биоклиматические условия определили возникновение и развитие следующих почвообразовательных макропроцессов: дернового, солончакового, солонцового, подзолистого, оглеения, оторфовывания, оруденения и первичного.

Дерновой процесс развит на разных элементах рельефа и на различных материнских породах подтаежного и лесостепного поясов. Солончаковый и солонцовый процессы развиваются в степной и лесостепной зонах. Подзолистый процесс проявляется в небольшой степени на положительных формах рельефа в лесостепном и выше расположенных почвенноклиматических поясах. Процессы оглеения, оторфовывания и оруденения развиваются во всех поясах на элементах рельефа с повышенным увлажнением и заболоченностью. Первичный почвообразовательный процесс, как и дерновой наиболее полно проявляется на свежем аллювии пойм и элювии коренных пород сильно эродированных элементов рельефа.

Ни один из перечисленных почвообразовательных процессов не развивается в настоящее время в чистом виде. В различных геоморфологических и биоклиматических условиях они проявляются В пространственновременных сочетаниях. Наиболее плодородные почвы создаются при условии интенсивного развития дернового почвообразовательного процесса, который сочетается во времени с умеренным развитием гумусообразования или подзолистого процесса. Такое благоприятное сочетание обнаруживается в лесостепной зоне Минусинского межгорного прогиба.

Пространственным комплексам геоморфологических, биоклиматических условий соответствуют сочетания почвообразовательных процессов, современное проявление которых определяет генезис следующих типов почв: бурых лесных, подзолистых, подзолисто-глеевых, серых лесных, дерново-карбонатных, черноземов, лугово-болотных, солончаков, пойменных аллювиально-луговых и малоразвитых почв.

Развитие перечисленных типов во времени и пространстве создало современный почвенный покров Чулымо-Енисейской котловины и обрамляющих его горных сооружений Кузнецкого Алатау и Батеневского кряжа.

геологический кузнецкий алатау стратиграфический

Полезные ископаемые — природные минеральные образования в земной коре неорганического и органического происхождения, которые при данном уровне техники могут быть использованы в народном хозяйстве в естественном виде или после соответствующей переработки. Скопления полезных ископаемых в земной коре образуют месторождения полезных ископаемых.

К полезным ископаемым относятся топливные ресурсы, необходимые для энергетики и транспорта; руды, содержащие металлы; песок, гранит, щебенка, глина — то, без чего не обойдется строительство; драгоценные камни и, разумеется, вода — основа всего живого.

На изучаемой территории района свх. Крутоярский по анализу стратиграфической колонки выявлено залегание бурых углей нижней юры на востоке.

Отложения на территории проектной площади в основном представлены песчаниками, алевролитами, известняками и доломитами, которые являются породами коллекторами. Следовательно, эта площадь может быть перспективной на нефть и газ, но разведанных месторождений на ее территории нет.

Строительные камни и сырьё для производства строительных материалов в районе пользуются повсеместным распространением. В этих целях могут быть использованы и частично используются чуть не все разновидности горных пород докембрийского и палеозойского возраста. Например, карбонатные породы применяются для производства извести, магматические — для каменной кладки и в качестве бута.

Песчаники верхнего девона, а также сарагашской свиты благодаря плитчатому строению широко применяются в качестве строительного материала для кладки зданий, мощения тротуаров и т.д. Для этой же цели можно использовать долериты, которым свойственна грубоплитчатая отдельность. Эти породы могут быть пригодны и в качестве сырья для каменного литья: производства труб и других изделий.

Мергели и известняки, в частности сарагашской и бейской свит могут найти применение для производства цемента, строительной извести, флюсов.

Эоловые пески и суглинки могут использоваться для производства кирпича, строительных деталей, вяжущих растворов, В прошлом в пределах Хакасской пустыни превалировала дефляция, и в её отдельных участках, на подветренных склонах и у подножий накапливались пески, а позднее лессовидные суглинки, формируя соответствующие месторождения.

Лечебные грязи озера Шира залегают на глубине более 9 м. Они занимают площадь в 19.7 км 2 . Мощность залежей изменяется от 0.5 м в краевой части до 1,47 м в центре на глубине около 13 м. Общие запасы, пригодные для эксплуатации в бальнеологических целях, составляют 18 млн.м 3 . Характерно повышенное содержание сероводорода (до 25 мг/л). Наиболее высокие лечебные свойства присущи грязям черного цвета, у темно-серых и серых илов эти показатели хуже. По химическому составу в них преобладают сульфаты натрия, магния, присутствуют также карбонаты, силикаты, оксиды алюминия и калия, железа, много микрокомпонентов. Общая минерализация грязевого раствора достигает 31.8-32.3 г/л. Нерастворимый осадок составляет 14.8-19.6 %. По химическому составу это в основном оксиды кальция, магния, алюминия, а также соединения железа, серы, калия. По качеству и составу Ширинские лечебные грязи не уступают лучшим в СНГ — Одесским лиманам, Сакам, Тамдукану, а по запасам являются одними из крупнейших. В настоящее время с силу ряда причин технического и экономического характера Ширинское месторождение находится в стадии консервации.

Из всех минеральных водоемов края наиболее известным является целебное озеро Шира. Объем минеральной воды достигает 0.387 км 3 . По химическому составу вода сульфатно-хлоридная, натриевомагниевая с щелочной реакцией (рН + 8.9-9.2). В составе солей присутствуют следующие компоненты: К+Na — 4,6 г/л; Са — 0.,06 г/л; Mg — 1.,52 г/л; SO₄ — 10,91 г/л; Cl- 2,58 г/л. НСО — 1,0 г/л.

Питание водоема обеспечивается за счет р. Сон (40.8 %), подземных (17%), антропогенных (6.1 %) и атмосферных (31.6 %) поступлений.

Образование минерального водоема тесно связано с водоносным горизонтом ойдановской свиты. Воды этих насыщенных солями горных пород, образовавшихся в условиях аридного климата, разгружаются в озеро и, испаряясь, способствуют накоплению в нем минеральных солей.

Использование лечебных свойств озера началось в очень давние времена. О его целительной силе упоминают древние хакасские сказания и легенды, сообщения исследователей. А первые отдыхающие на его берегах появились в 1873 году, когда местные жители поставили здесь юрты и, купаясь в озерной воде, исцеляли свои недуги. Результаты лечения оказались хорошими, и известность озера стала расти. Учитывая это, в 1891 году власти открыли на Шира курорт, первый в Енисейской губернии. И выбор оказался удачным.

Ныне это одно из наиболее известных сибирских лечебных мест, где работают самый крупный в Сибири республиканский курорт «Озеро Шира» и детский санаторий с таким же названием. Ежегодно эти здравницы посещают до восемнадцати тысяч взрослых и более двух с половиной тысяч детей. Рядом с ними вырос большой и современный поселок Жемчужный, в котором живут работники курорта, его многочисленных вспомогательных служб, развита сфера обслуживания отдыхающих.

Наряду с курортом и санаторием в лечебной зоне построено более десяти баз отдыха, принадлежащих различным предприятиям края. Кроме того, в теплое время года сюда приезжают отдыхать и лечиться самостоятельно много жителей края, отдалённых, уголков страны. Всего за год озеро Шира посещают более тридцати тысяч, человек. Размеры озера Шира впечатляют. Его овальное водное зеркало протянулось на девять с половиной километров при наибольшей ширине около пяти километров. В нем сосредоточено примерно 380 миллионов кубометров лечебной минеральной влаги. По ее запасам это наиболее крупный водоем страны, широко используемый ныне в практических целях.

Озеро Инголь — это одна из наиболее ярких водных жемчужин центральной части края. Озеро в 1983 году объявлено памятником природы. В озеро впадают три ключа, небольших по размерам и крайне непостоянных по расходу воды. Из них наиболее известен Крутой ключ, впадающий с северной стороны. Он издавна считается целебным, поэтому его еще называют Железным или Святым. Озерная вода пресная, очень прозрачная и чистая, дно просматривается на глубину до десяти метров. Как целебное озеро известно с середины прошлого века. Его название так и переводится — озеро здоровья. По сообщению томского профессора С. И. Залесского, впервые детально обследовавшего озеро летом 1891 года, здесь успешно исцелялись золотуха, ревматизмы, параличи, катары, внутренние и другие болезни. В то время это был уже известный ‘дикий курорт’ губернии.

Затем озеро использовалось реже и в основном как место неорганизованного отдыха жителей окрестных сел. В послевоенное время на месте бывшей дачи на восточном берегу был открыт пионерский лагерь, ныне в нем отдыхают дети работников КАТЭКа. Как лечебное озеро до недавних пор использовалось довольно ограниченно. Но в последние годы интерес к нему вновь возрос. В целебных целях применяется вода из Крутого ключа, содержащего повышенное количество углекислого железа и светло-серые иловые озерные грязи. В свежем виде грязи чистые, без механических примесей и сорных частиц. По составу в них отмечено повышенное содержание углекислого кальция, углекислоты, сероводорода.

К сожалению, с точки зрения медицинских показаний озеро изучено очень слабо. А ведь потенциальные возможности Инголя очень большие. Это озеро в расцвете сил и может еще долго служить людям, если они проявят к нему должное внимание.

источник

Кузнецкий Алатау — (от тюрк. ала — пёстрый и тау — горы) — низко-средневысокое нагорье в системе Саяно-Алтайской горной области на юге Западной Сибири, протяжённостью около 300 км с юга на север и шириной до 150 км. Наибольшая высота — 2211 м (плато Старая Крепость).

Представляет собой не единый хребет, а состоит из нескольких хребтов средней высоты, между которыми находятся долины рек. Является водоразделом рек Томь и Чулым (притоки Оби). На западе ограничен Кузнецкой, а на востоке Минусинской котловиной. На юге граничит с Абаканским хребтом Западного Саяна, на севере чёткой границы не имеет. Нагорье включает в себя горный хребет Поднебесные Зубья.

Простирается субмеридиально, круто поднимаясь над лежащей к западу Кузнецкой котловиной и полого опускаясь на восток в сторону Минусинской впадины. Протяженность — около 300 км, шириной — до 150 км. Вершины в юж. части достигают высоты 2000 м над уровнем моря. В северном направлении высота постепенно уменьшается и у северной оконечности составляет около 300 м. Общий облик определяется преобладанием низких выровненных водоразделов, над которыми возвышаются отдельные средне-горные вершины как следствие избирательной денудации и неотектонических поднятий массивов магматических горных пород (горы Пух-Таскыл — 1820 м, Б. Таскыл — 1447 м, Б. Каным — 1872 м, Крестовая — 1549 м) и др. Характерен значительный контраст уплощенных водоразделов и глубоких долин pек Белый и Чёрный Июс, Кия, Тесь и др. Наблюдается несколько поверхностей выравнивания, что подчеркивается ярусностью рельефа. [1]

Многообразие форм рельефа Кузнецкого Алатау в значительной мере является результатом его сложной геологической истории и неоднородности состава пород, слагающих хребет. При взгляде на панораму Кузнецкого Алатау сверху четко выступает высокогорная альпийская область с сильно расчлененным гольцовым рельефом (высоты 1600-2173 м, а на территории заповедника – до 1873 м), ниже ее видны три поверхности выравнивания

В области высокогорного рельефа возвышенности и их вершины сложены породами гранитоидных интрузий или порфиритами кембрия. Территория альпийского высокогорья занимает примерно до 5-8% от общей площади района. Черты типичного альпийского высокогорья со следами былого оледенения в виде трогов, каров, цирков, каровых озер и моренных образований встречаются в районах гольцов-“таскылов” и, особенно, Большого Каныма.

Основными причинами современного рельефообразования в этой области является морозное и снежное выветривание. Весьма значительна роль в выравнивании вершин гор и многообразных проявлений солифлюкционных процессов, которые развиваются тут в течение всего теплого времени года. Ниже альпийского пояса, на высотах от 1600 до 1250 метров, располагается первая поверхность выравнивания, представляющая собой плоскогорья, усеянные глыбами изверженных пород, часть которых спускается в виде широких каменных рек-курумов далеко вниз по склонам. К этой области относится центральная сглаженная часть хребта. Наиболее высокие вершины ее носят название “таскылов”. Господствуют тундровые ландшафты с карликовыми ивами, березами, мхами, лишайниками, осоками. Местами формируются сообщества горных болот. Поселение мха ограничивается курумами, и лишь на закрепившихся солифлюкционных террасах можно встретить ассоциации “криволесья” лесотундры. Территориально эта область занимает около 10% площади района.

Вторая поверхность выравнивания, самая обширная (около третьей части хребта), лежит в пределах 1250-1000 м и представляет собой среднегорье, сильно расчлененное глубокими речными долинами, покрытое темнохвойной пихтово-кедровой тайгой. Сложенные плотными породами, водораздельные пространства обычно заняты каменистыми россыпями; промежутки между каменными глыбами заполнены мелкоземом. Более пологие склоны покрыты тонким чехлом элювиально-делювиальных отложений суглинисто-щебнистого механического состава и имеют признаки некоторого задернения. Группы гор, сложенных эффузивно-сланцевыми и осадочно-метаморфизированными породами кембрия, отличаются мягкими очертаниями. Вершины их плоские, нередко соединены друг с другом седловинами. Склоны их относительно пологи. Лесистость таких гор более высокая. Речные долины, проложенные в толщах известняков и метаморфических сланцев, изобилуют скальными, обрывистыми обнажениями. Днища речных долин завалены крупными скатанными глыбами коренных пород.

Последняя, третья, поверхность выравнивания занимает преимущественно северо-западную часть хребта с абсолютными отметками от 800 до 1000 м; она также покрыта темнохвойными (но более высокобонитетными) пихтово-кедровыми лесами и частично черневой пихтовой тайгой (верхняя граница распространения). Водораздельные пространства и склоны перекрыты плащом бурых покровных бескарбонатных глин. Часть последних лежит на остатках древней пестроцветной коры выветривания. [2]

Горы сложены известняками, кварцитами, кремнистыми и глинистыми сланцами протерозоя и нижнего палеозоя, прорванными многочисленными интрузиями габбро, диоритов, гранитов, сиенитов и др. Его недра богаты полезными ископаемыми. Современный рельеф создан в неоген-антропогеновое время в результате поднятия и расчленения разновозрастных поверхностей выравнивания. Склоны хребта асимметричны: на восточном пологом склоне долины рек хорошо разработаны, на западном крутом склоне реки текут в узких долинах с большими уклонами; на них много порогов. [3]

Климат холодный и влажный. На западных склонах выпадает 600—800 мм осадков в год (максимально до 1500 мм), на восточных — 400— 500 мм. Повсеместно преобладает горная тайга. На западном склоне до высот 700—750 м на тёмно-серых оподзоленных почвах доминирует черневая тайга и вторичное — осиново-берёзовые леса, выше — темнохвойные леса из пихты, ели и кедра. Нижний пояс восточного склона занят горными луговыми степями на чернозёмных почвах, а выше 700—800 м на подзолистых и дерново-подзолистых почвах господствуют сосновые и лиственничные леса. С высоты 1300—1500 м — мохово-лишайниковые, кустарниковые и каменистые тундры. [4]

Обручев Владимир Афанасьевич (1863-1956гг., академик АН СССР, профессор ТТИ в 1901-1912гг.) – в томский и московский периоды деятельности проводил экспертизу золотых рудников Кузнецкого Алатау. [5]

Усов Михаил Антонович (1883-1939гг., академик АН СССР, выпускник, профессор ТТИ) – по приглашению Российского золотопромышленного общества в 1912г. проводил самостоятельные обследования Саралинского золоторудного района в Кузнецком Алатау.

Кузнецов Юрий Алексеевич (1903-1982гг., академик АН СССР, работал в ТПИ в 1930-1958гг.) – занимался проблемами региональной геологии и металлогении Алтая, Восточного и Западного Саяна, Кузнецкого Алатау, Алтае-Саянской складчатой области. Большинство работ этого периода посвящено петрологии, рудоносности и происхождению магматических и металлофизических пород, формированию магматических пород, связи магматизма и тектоники, формационному анализу. [6]

Кузнецов Валерий Алексеевич (1906-1985гг., академик АН СССР, выпускник СТИ (ТПУ) 1932г.) — возглавлял поиски и был одним из первооткрывателей ртутных и золотоносных месторождений Горного Алтая и Кузнецкого Алатау (Акташское, Пезасское и др.). [7][8]

Радугин Константин Владимирович (1899-1984гг., профессор по кафедре общей геологии ТПИ) – принимал активное участие в геологических исследованиях Западной Сибири и ее отдельных районов: Салаира, Горного Алтая, Горной Шории, Западного и Восточного Саянов, Кузбасса, юга Западно-Сибирской низменности, Кузнецкого Алатау и др. Особое внимание в своих исследованиях он концентрировал на решении проблемы стратиграфического расчленения докембрийских образований земной коры на палеонтологической основе, на вопросах тектоники и полезных ископаемых, на разработке новых методов геологических исследований.

Ильенок Сергей Сергеевич (1912-1983гг., профессор кафедры петрографии ТПИ) – В 70-е-80-е гг. руководил работами по петрологии магматических комплексов юга Кузнецкого Алатау (Горная Шория). Свои исследования он изложил в монографии «Эндогенная зональность жильных золоторудных месторождений восточной части Кузнецкого Алатау». В результате многолетних исследований были изучены отдельные районы, рудные поля и месторождения полезных ископаемых в различных регионах, таких, как Кузнецкий Алатау и Горная Шория, Западные и Восточные Саяны, Тувинская область, Енисейский кряж, ряд которых были открыты впервые, была проведена обработка материалов и даны генетические представления по габброидным и щелочным формациям. [9]

5.Гагарин А.В. «Профессора Томского политехнического университета». Т. 1. Томск: Изд-во научно-технической литературы, 2000-300стр.

6.Гагарин А.В. «Профессора Томского политехнического университета». Т. 2. Томск: Изд-во научно-технической литературы, 2001-216стр.

7.Журнал ТПУ «Томский политехник». № 12, 2006. — 130 с.

9.Гагарин А.В. «Профессора Томского политехнического университета»: Т. 3, ч. 1- Томск: Изд-во ТПУ, 2005-326 стр.

источник

геологический кузнецкий алатау стратиграфический

Полезные ископаемые — природные минеральные образования в земной коре неорганического и органического происхождения, которые при данном уровне техники могут быть использованы в народном хозяйстве в естественном виде или после соответствующей переработки. Скопления полезных ископаемых в земной коре образуют месторождения полезных ископаемых.

К полезным ископаемым относятся топливные ресурсы, необходимые для энергетики и транспорта; руды, содержащие металлы; песок, гранит, щебенка, глина — то, без чего не обойдется строительство; драгоценные камни и, разумеется, вода — основа всего живого.

На изучаемой территории района свх. Крутоярский по анализу стратиграфической колонки выявлено залегание бурых углей нижней юры на востоке.

Отложения на территории проектной площади в основном представлены песчаниками, алевролитами, известняками и доломитами, которые являются породами коллекторами. Следовательно, эта площадь может быть перспективной на нефть и газ, но разведанных месторождений на ее территории нет.

Строительные камни и сырьё для производства строительных материалов в районе пользуются повсеместным распространением. В этих целях могут быть использованы и частично используются чуть не все разновидности горных пород докембрийского и палеозойского возраста. Например, карбонатные породы применяются для производства извести, магматические — для каменной кладки и в качестве бута.

Песчаники верхнего девона, а также сарагашской свиты благодаря плитчатому строению широко применяются в качестве строительного материала для кладки зданий, мощения тротуаров и т.д. Для этой же цели можно использовать долериты, которым свойственна грубоплитчатая отдельность. Эти породы могут быть пригодны и в качестве сырья для каменного литья: производства труб и других изделий.

Мергели и известняки, в частности сарагашской и бейской свит могут найти применение для производства цемента, строительной извести, флюсов.

Эоловые пески и суглинки могут использоваться для производства кирпича, строительных деталей, вяжущих растворов, В прошлом в пределах Хакасской пустыни превалировала дефляция, и в её отдельных участках, на подветренных склонах и у подножий накапливались пески, а позднее лессовидные суглинки, формируя соответствующие месторождения.

Лечебные грязи озера Шира залегают на глубине более 9 м. Они занимают площадь в 19.7 км 2 . Мощность залежей изменяется от 0.5 м в краевой части до 1,47 м в центре на глубине около 13 м. Общие запасы, пригодные для эксплуатации в бальнеологических целях, составляют 18 млн.м 3 . Характерно повышенное содержание сероводорода (до 25 мг/л). Наиболее высокие лечебные свойства присущи грязям черного цвета, у темно-серых и серых илов эти показатели хуже. По химическому составу в них преобладают сульфаты натрия, магния, присутствуют также карбонаты, силикаты, оксиды алюминия и калия, железа, много микрокомпонентов. Общая минерализация грязевого раствора достигает 31.8-32.3 г/л. Нерастворимый осадок составляет 14.8-19.6 %. По химическому составу это в основном оксиды кальция, магния, алюминия, а также соединения железа, серы, калия. По качеству и составу Ширинские лечебные грязи не уступают лучшим в СНГ — Одесским лиманам, Сакам, Тамдукану, а по запасам являются одними из крупнейших. В настоящее время с силу ряда причин технического и экономического характера Ширинское месторождение находится в стадии консервации.

Из всех минеральных водоемов края наиболее известным является целебное озеро Шира. Объем минеральной воды достигает 0.387 км 3 . По химическому составу вода сульфатно-хлоридная, натриевомагниевая с щелочной реакцией (рН + 8.9-9.2). В составе солей присутствуют следующие компоненты: К+Na – 4,6 г/л; Са — 0.,06 г/л; Mg — 1.,52 г/л; SO₄ — 10,91 г/л; Cl- 2,58 г/л. НСО – 1,0 г/л.

Питание водоема обеспечивается за счет р. Сон (40.8 %), подземных (17%), антропогенных (6.1 %) и атмосферных (31.6 %) поступлений.

Образование минерального водоема тесно связано с водоносным горизонтом ойдановской свиты. Воды этих насыщенных солями горных пород, образовавшихся в условиях аридного климата, разгружаются в озеро и, испаряясь, способствуют накоплению в нем минеральных солей.

Использование лечебных свойств озера началось в очень давние времена. О его целительной силе упоминают древние хакасские сказания и легенды, сообщения исследователей. А первые отдыхающие на его берегах появились в 1873 году, когда местные жители поставили здесь юрты и, купаясь в озерной воде, исцеляли свои недуги. Результаты лечения оказались хорошими, и известность озера стала расти. Учитывая это, в 1891 году власти открыли на Шира курорт, первый в Енисейской губернии. И выбор оказался удачным.

Ныне это одно из наиболее известных сибирских лечебных мест, где работают самый крупный в Сибири республиканский курорт «Озеро Шира» и детский санаторий с таким же названием. Ежегодно эти здравницы посещают до восемнадцати тысяч взрослых и более двух с половиной тысяч детей. Рядом с ними вырос большой и современный поселок Жемчужный, в котором живут работники курорта, его многочисленных вспомогательных служб, развита сфера обслуживания отдыхающих.

Наряду с курортом и санаторием в лечебной зоне построено более десяти баз отдыха, принадлежащих различным предприятиям края. Кроме того, в теплое время года сюда приезжают отдыхать и лечиться самостоятельно много жителей края, отдалённых, уголков страны. Всего за год озеро Шира посещают более тридцати тысяч, человек. Размеры озера Шира впечатляют. Его овальное водное зеркало протянулось на девять с половиной километров при наибольшей ширине около пяти километров. В нем сосредоточено примерно 380 миллионов кубометров лечебной минеральной влаги. По ее запасам это наиболее крупный водоем страны, широко используемый ныне в практических целях.

Озеро Инголь — это одна из наиболее ярких водных жемчужин центральной части края. Озеро в 1983 году объявлено памятником природы. В озеро впадают три ключа, небольших по размерам и крайне непостоянных по расходу воды. Из них наиболее известен Крутой ключ, впадающий с северной стороны. Он издавна считается целебным, поэтому его еще называют Железным или Святым. Озерная вода пресная, очень прозрачная и чистая, дно просматривается на глубину до десяти метров. Как целебное озеро известно с середины прошлого века. Его название так и переводится — озеро здоровья. По сообщению томского профессора С. И. Залесского, впервые детально обследовавшего озеро летом 1891 года, здесь успешно исцелялись золотуха, ревматизмы, параличи, катары, внутренние и другие болезни. В то время это был уже известный ‘дикий курорт’ губернии.

Затем озеро использовалось реже и в основном как место неорганизованного отдыха жителей окрестных сел. В послевоенное время на месте бывшей дачи на восточном берегу был открыт пионерский лагерь, ныне в нем отдыхают дети работников КАТЭКа. Как лечебное озеро до недавних пор использовалось довольно ограниченно. Но в последние годы интерес к нему вновь возрос. В целебных целях применяется вода из Крутого ключа, содержащего повышенное количество углекислого железа и светло-серые иловые озерные грязи. В свежем виде грязи чистые, без механических примесей и сорных частиц. По составу в них отмечено повышенное содержание углекислого кальция, углекислоты, сероводорода.

К сожалению, с точки зрения медицинских показаний озеро изучено очень слабо. А ведь потенциальные возможности Инголя очень большие. Это озеро в расцвете сил и может еще долго служить людям, если они проявят к нему должное внимание.

Дата добавления: 2015-04-25 ; Просмотров: 991 ; Нарушение авторских прав? ;

Нам важно ваше мнение! Был ли полезен опубликованный материал? Да | Нет

источник