Дипломная работа на тему "Геологическая характеристика Кузнецкого Алатау"

ГлавнаяГеология → Геологическая характеристика Кузнецкого Алатау




Не нашли то, что вам нужно?
Посмотрите вашу тему в базе готовых дипломных и курсовых работ:

(Результаты откроются в новом окне)

Текст дипломной работы "Геологическая характеристика Кузнецкого Алатау":


1. Геологическая часть

1.1 Географо-экономическая характеристика

Изучаемая территория расположена в области сочленения трех крупных орографических структур – гор Кузнецкого Алатау, Батеневского кряжа и Чебаково-Балахтинской впадины Минусинского межгорного прогиба. Абсолютные высоты поверхности района над уровнем океана колеблются от 352 м (оз. Шира) до 1427 м (голец Подоблачный в районе рудника Коммунар) и их отметки возрастают с востока на запад. Морфологические ч ерты указанных выше орографических структур резко различны.

Кузнецкий Алатау характеризуется глубокорасчлененной поверхностью и имеет черты типичной горной страны. В осевой, наиболее приподнятой его части, местами господствует альпийский рельеф, сменяющийся последовательно высоко-, средне - и низко горным рельефом в направлении к Минусинской межгорной впадине. В центральной части Кузнецкого Алатау, в его гольцовой зоне, основные черты рельефа определились морозным выветриванием, нивацией, солифлюкцией, экзарационной и аккумулятивной деятельностью горных ледников. Формирование современного рельефа горнотаежной и, отчасти, лесостепной зон обязано в основном деятельности поверхностных вод. В удалении от осевой части Кузнецкого Алатау в преобразовании строения поверхности заметную роль сыграли селевые процессы. Естественно, что оформление современного рельефа Кузнецкого Алатау происходило в тесной связи с воздыманием этого крупного блока земной коры.

Главными формами рельефа Кузнецкого Алатау являются долины и водораздельные хребты. В гольцовой части широко распространены кары, ледниковые цирки, троги, уступы морозного выветривания, эквипленные поверхности, морены, а водоразделы изобилуют острогребневыми и пикообразными останцами. В горнотаежной зоне долины замкнутые, реже полуоткрытые, V-образные, местами трапециевидные. Ближе к межгорной впадине они сменяются открытыми долинами с широким слабо вогнутым дном.

В восточной части Кузнецкого Алатау и на его отрогах ярко выражена ярусность рельефа. Например, в пределах Батеневского кряжа отчетливо выражены три яруса рельефа: с гипсометрическими отметками в интервале от 950 до 1050 м, от 750 до 950 и от 600 до 750 м. В более высокогорной зоне можно различить дополнительно еще несколько ярусов.

Межгорные котловины характеризуются более низким в среднем гипсометрическим уровнем поверхности, широким распространением куэст, котловин выдувания, молодых аккумулятивных и денудационных равнинных поверхностей, развитием мелкосопочника.

Оформление современного облика поверхности котловин, как и обособление самой Минусинской впадины, обязано в основном тектоническим процессам, а также деятельности ветра и временных поверхностных вод.

По всей территории ярко выражены процессы селективного выветривания и денудации, а также отмечается четкая зависимость морфологии поверхности от геологического строения.

Густота речной сети весьма неравномерна – сильно убывает в направлении от гольцовой зоны к котловине. Если в гольцовой и предгольцовых зонах практически по всем долинам наблюдаются водотоки, то в степной зоне почти все долины лишены постоянных поверхностных водотоков.

Самым крупным водотоком района является р. Белый Июс, берущая свое начало со склонов горы Верхний Зуб. Сливаясь вблизи ж. д. станции Копьево с р. Черный Июс характеризуется весьма неустойчивым расходом воды. В пределах Кузнецкого Алатау она имеет черты типичной горной реки, но в Чебаково-Балахтинской котловине обретает характер равнинного водотока. В верхнем течении в р. Белый Июс впадает большое число сравнительно крупных притоков (Пихтерек, Тюхтерек, Караташ и др.)

В степной зоне количество рек незначительно, и они имеют небольшие размеры. Например, р. Карыш, которая берет свое начало вблизи ж. д. станции Сон, неоднократно скрывается под землю, затем через воклюзы появляется вновь на поверхности и впадает в оз. Иткуль. Подобным же образом ведет себя сравнительно короткая речка Сохочул.

В гольцовой зоне питание рек осуществляется в основном за счет таяния снега и льда, в таежной - за счет дождевых и талых вод, а в степной зоне - за счет дождевых вод. При этом в степной зоне атмосферные осадки, выпадающие в виде ливней, быстро скатываются по поверхности, вызывая сели и непомерное «вздутие» речек.

Описываемая территория богата озерными водоемами и болотами различного типа. Озера изобилуют в гольцовой и степной зонах. В горно-таежной зоне, в ее подзоне, прилегающей к гольцовой, озерных водоемов практически нет. Озера в гольцвой и предгольцовой зонах либо экзарационные, либо моренно-подпрудные, воды ультрапресные и практически не содержат растворенных солей.

Озера степной и горной лесостепи сформировались в дефляционных котловинах. Наиболее крупные озера (Беле, Шира, Иткуль и др.) образовались в котловинах выдувания, оформившихся на месте синклинальных структур. Много мелких озер образовалось на молодых поверхностях денудационного выравнивания, сформировавшихся на выходах гранитоидных тел (оз. Доможаково и др.). В горной лесостепи и частично в таежной зоне озера располагаются на выровненных водораздельных пространствах всех трех ранее упомянутых ярусов рельефа. К таким "возвышенным" озерам относятся озера Игерколь, Шерлаки, Дикое, Заводское, Буланкуль и др. Котловины этих озер имеют, главным образом, дефляционное происхождение и, наряду с другими факторами, свидетельствуют об аридном климате изучаемой территории в весьма недалеком прошлом.

Воды многих бессточных или слабопроточных озер степной зоны соленые и горько-соленые. При этом наиболее засоленными являются воды озер, котловины которых выработаны в красноцветных песчаниках верхнего и в вулканогенных толщах нижнего девона (озера Шира, Матарак, Шунет, Беле, Утичьи и др.).

Болота представлены верховыми (возвышенными), низинными и промежуточными типами и различны по своему происхождению.

Болота на эквипленных поверхностях голъцовой зоны большей частью моховые, а их формирование обусловлено большим количеством атмосферных осадков, близостью водонепроницаемых коренных пород и слабой водонепроницаемостью покрова рыхлых отложений, изобилующих глинистыми частицами. В поле развития моренного ландшафта большая часть болот образовалась за счет зарастания моренно-подпрудных озер. Они обычно моховые. На плоских водоразделах горно-таежной и горно-лесостепной зон болота сформировались при зарастании озер в дефляционных котловинах или на пологих участках в силу тех же причин, что и на эквипленных поверхностях. Преобладают травянистые болота, но также есть много моховых.

Условия образования болот на склонах более разнообразны. Здесь избыточное увлажнение почв имеет место при изменении крутизны склонов, при смене (вниз по склону) состава и строения делювиального покрова в сторону его меньшей водопроницаемости при закупоривании понор в карстовых воронках и ложбинках и др.

В степной зоне распространены лишь низинные болота. Здесь заболочены ложа почти всех крупных долин рек Карыш, Сон, Туим, Тюрим И др. Большим распространением в степной зоне пользуются болота, образовавшиеся вследствие зарастания озерных водоемов (Марекульское и Марченгашское болота). Эти болота преимущественно травяные, осоковые и камышовые.

Заказать написание дипломной - rosdiplomnaya.com

Уникальный банк готовых защищённых студентами дипломных проектов предлагает вам написать любые работы по нужной вам теме. Высококлассное выполнение дипломных проектов по индивидуальным требованиям в Омске и в других городах РФ.

На большей части территории господствует резко континентальный климат. Лето здесь непродолжительное и жаркое. В степной зоне в июльские солнечные и безветренные дни каменистые и песчаные грунты нагреваются до +500С, а температура воздуха доходит до +35-370С. Зато летние ночи в ясную погоду прохладные, температура воздуха иногда снижается до 00С, а в первой половине июня бывают и заморозки. Зимы продолжительные и сравнительно холодные. На курорте «Озеро Шира» средняя месячная температура июля + 18.80с, января – -18.90С. Наиболее высокая температура (+37 С) регистрировалась на курорте «Озеро Шира» в июле-августе, наиболее низкая (-490с) на ж. д. станции Шира в январе. Среднегодовая температура курорта «Озеро Шира»- 00С, пос. Коммунар - -0.10С, ж. д. станции Шира - -0.50с. Годовая амплитуда колебаний температуры достигает 85°С, суточная - 30°С. На температуру влияет не только высота над уровнем моря, но и разнообразие форм рельефа.

Атмосферные осадки в степной и лесостепной зонах выпадают, главным образом, в летнее время, в гольцовой и горнотаежной зонах-преимущественно осенью и в первой половине зимы.

Общее годовое количество атмосферных осадков сильно уменьшается в направлении от гольцовой зоны к степной: пос. Коммунар - 807 мм, пос. Бе - ренжак - 435 мм, Малая Сыя - 395 мм, пос. Туим - 353 мм, ж. д. станция Шира - 312 мм, курорт «Озеро Шира» -283 мм, Черное озеро - 266 мм.

В конце июня, в июле, реже, начале августа в степной и лесостепной зонах атмосферные осадки часто выпадают в виде ливней с очень крупным градом (градины до 100 г весом). С ливнями связано образование селей. Во второй половине августа и в сентябре осадки обычно выпадают в виде затяжных моросящих дождей.

Снежный покров в степной зоне маломощный. При этом значительное количество снега испаряется и большие площади оказываются бесснежными всю зиму. В лесостепной зоне снежный покров больше и устойчивее, увеличиваясь в таежной и гoльцовой зонах.

Основными факторами, определяющими климат исследуемой территории, являются циклонные ветры, которые двигаются к Минусинской котловине с юго-запада и несут с собой влагу. На своем пути они встречают приподнятую часть хребта Кузнецкого Алатау. Атмосферные потоки, поднимаясь над вершиной хребта, вступают в зону более низких температур. При этом относительная влажность повышается, наступает интенсивная конденсация атмосферной влаги и выпадают осадки. Перевалив через хребет, воздушные потоки опускаются и переходят в зону более высоких температур. Соответственно понижается относительная влажность воздушных потоков. Господствующие ветры превращаются здесь в фены: потоки воздуха, сильно обедненные влагой в горной области, опускаются вниз и выступают в качестве осушающего фактора.

В пределах территории отчетливо выделяются гольцовая, горнотаежная и степная ландшафтные зоны, характер растительности в которых существенно различается. Резкой границы между зонами нет, и можно выделить ряд переходных подзон.

Гольцовая зона занимает сравнительно небольшую площадь в осевой части Кузнецкого Алатау. На этих участках среди каменных морей поверхности глыб покрыты лишайниками, в местах скопления мелкообломочного материала поселяются мхи, горная осока, карликовая ива и береза; на каменных реках и скальных выступах - бадан; на склонах с делювием - черника и другие виды растений.

В предгольцовой зоне развиты альпийские луга, заросли карликовой ивы и березы, на пониженных участках и обводненных склонах - густые заросли ольхи. Местами участки покрываются угнетенной древесной растительностью (ель, пихта).

Гипсометрически ниже располагается подзона высокогорной лесостепи. для нее характерно сочетание участков развития лесной растительности в виде гряд и островов кедра и пихты, а также горных лугов. По ручьям и на сильно заболоченных участках местами значительные площади заняты зарослями ольхи. Из других видов древесных растений здесь встречаются белая береза и рябина. Травяной покров в этой подзоне густой и высокий. На участках, лишенных лесной растительности и обводненных, произрастают пырей и осока; на более сухих – разнотравье ; на залесенных участках густой травяной покров образуют папоротники. В этих местах много черемши, черники, смородины, жимолости, брусники и др.; встречаются золотой и маралий корень.

Горно-таежная зона характеризуется в основном сплошным лесным покровом. Ближе к осевой части Кузнецкого Алатау распространены кедровые, пихтовые, кедрово-пихтовые леса; местами, ближе к горной лесостепи, обособляются массивы сосны. В приближении к лесостепной зоне начинает преобладать лиственница. Постоянно встречаются береза, рябина, ива и некоторые другие виды древесной растительности. Травяной покров в горно-таежной зоне высокий, иногда превышающий рост человека, но в густых лесах он низкий и редкий.

В лесостепи и в горной лесостепи склоны южной экспозиции в основном лишены лесной растительности и покрыты невысокими травами. Северные склоны залесены (лиственница, береза, осина и др.) и характеризуются высоким травяным покровом. На заболоченных участках растут моховка, красная и черная смородина, на незалесенных склонах - клубника, а на залесенных - грибы.

Степная зона практически лишена лесов, которые встречаются здесь лишь в виде оазисов. Травяная растительность низкая и ксерофитная.

Животный мир Северной Хакасии богат и разнообразен. В таежной и предгольцовой зонах встречаются медведи, лоси, маралы, косули, рысь и росомаха. Из пушных много соболя, белки, зайцев, бурундуков. В лесостепной зоне водятся косули, зайцы, лисы, барсуки, суслики, хорьки (завезены), бурундуки. Изредка встречаются волки. В степной зоне освоились зайцы-русаки. Много здесь лис и сусликов; в озерах и болотах водится ондатра. Пернатый мир также разнообразен. В гольцовой части водятся кеклики, местами много глухарей, рябчиков (преимущественно в предгольцовой и таежных зонах), тетеревов (в основном в лесостепи), куропаток (в степи и лесостепи) и других мелких птиц. Весной прилетают утки, болотные курочки, другая водоплавающая и болотная дичь, ласточки, журавли. На некоторых озерах живет большая красная утка - турпан, гнездятся гуси.

В водах рек и озер водится рыба - хариус, ленок, таймень (в горных реках), налим, елец, корюшка, щука, окунь, карась, линь, карп. В последние годы в озерные водоемы запущено много иных видов рыб, завезенных из других областей страны (пелядь, омуль, лещ, горбуша и др.).

Коренное население Северной Хакасии представлено хакасами, проживающими главным образом в мелких поселках: Аргыстар, Топаново, Хазыл-Ал и др. Они специализируются на скотоводстве, выращивании племенных пород крупного рогатого скота, овец. Большая часть населения, представленная русскими, украинцами, немцами, занята в земледелии и местной промышленности. В райцентре Шира, представляющем собой поселок городского типа, имеется крупный молокозавод, элеватор, деревообрабатывающий комбинат, железнодорожная станция, автобаза. В поселке Коммунар действует золотой рудник, в пос. Туим - завод по обработке цветных металлов.

Развитие экономики района определяется его природными ресурсами. Обширные сухие степи, которые большей частью зимой не покрываются снегом, издавна ориентировали людей на развитие пастбищного скотоводства, главным образом, овцеводства. В период освоения целинных земель многие пастбища были распаханы под поля, на которых выращивается корм для скота и зерновые. Засушливый, изменчивый климат описываемой территории неблагоприятен для получения высоких урожаев зерновых культур; в скотоводстве из года в год остро стоит проблема кормов. В последние годы заметно сократилось разведение лошадей.

Недалеко от базы практик ТГУ уже несколько лет функционирует маралятник, где на обширной огороженной территории содержится стадо маралов и пятнистых оленей. из молодых рогов этих животных получают ценное лекарственное сырье - пантокрин.

Значительную роль в экономике района играют его лесные богатства, а также богатства земных недр: россыпные и рудные месторождения золота, различные строительные материалы.

Важное значение для района имеет курорт «Озеро Шира», известный не только в России, но и за ее пределами. Курорт, совместно с расположенным на его территории детским санаторием, функционирует круглогодично и принимает до 17 тысяч посетителей в год. Район пересекается железной дорогой Ачинск-Абакан и асфальтированными шоссейными дорогами. Близ восточной границы полигона проходит автомагистраль Красноярск-Абакан. В степной зоне имеется густая сеть хороших грунтовых дорог, пригодных для проезда практически в любую погоду из-за щебенистости грунта. Многочисленные грунтовые дороги, проложенные по долинам, в большинстве случаев пригодны для движения лишь в сухую погоду.

1.2 Стратиграфия

В геологическом строении данной территории участвуют отношения девонской, каменноугольной, юрской, меловой и четвертичной систем. Общая мощность пород, слагающих территорию, составляет более 8000 метров.

Самыми древними породами, которые выходят на поверхность, являются кварцевые порфиры, альбитофиры, ортофиры, игнимбриты, а также туфы кислого состава нижнедевонского возраста.

Вначале главы даем стратиграфический очерк всего исследуемого региона.

Палеозойская эратема.

Вулканогенно-осадочные отложения палеозойской эратемы слагают значительную часть района прохождения практик и представлены породными ассоциациями кембрийской, девонской и каменноугольной систем.

Кембрийская система.

На территории района кембрийские отложения слагают структуры Кузнецкого Алатау и Батеневского кряжа. Они характеризуются быстрыми фациальными изменениями и незначительными площадями распространения многих стратиграфических подразделений. В соответствии с этим выделяются Ефремкинская и Батеневская структурно-фациальные зоны, в каждой из которых также отмечается значительная неоднородность состава одно возрастных отложений.

На описываемой площади выделяются стратифицированные комплексы нижнего и среднего отделов кембрия, расчлененные в каждой из зон на ряд свит. Большое количество находок остатков скелетной фауны позволяет достаточно надежно датировать и коррелировать кембрийские отложения района и устанавливать их положение в общей стратиграфической схеме кембрия Саяно-Алтайской области.

Ведущими группами палеонтологических остатков при определении возраста и при сопоставлении кембрийских отложений являются трилобиты и археоциаты; меньшее значение имеют брахиоподы, хиолиты, водоросли, гастроподы, губки и некоторые другие группы.

Нижиий отдел.

Нижний отдел кембрия включает отложения тунгужульской, колоджульской, усинской И ефремкинской свит.

Тунгyжульская свита впервые выделена Г. Л.Иванкиным и др. (1964).

Стратотип свиты находится в правом борту р. Тюрим, на южных склонах г. Малый Кошкулак в пределах Ефремкинской зоны. Выходы пород свиты встречаются на незначительных площадях по р. Белый Июс и рч. Известковому в районе дер. Ефремкино и в окрестностях рудника Юлия и дер. Катюшкиной. В стратотипе свита представлена чередующимися горизонтами светлых доломитов, светлых и светло-серых водорослевых известняков и, реже, серых известняков. Мощность ее в этом разрезе составляет 750 м. На подстилающей таржульской тунгужульская свита залегает с параллельным несогласием, отделяясь от нее горизонтом осадочных брекчий. В кровле свиты в стратотипическом разрезе, а также в районе дер. Ефремкино встречены остатки трилобитов.

В Батеневской зоне свита представлена темно-серыми, серыми и светлосерыми известняками и доломитами, доломитистыми известняками и карбонатно-глинистыми сланцами, песчаниками и конгломератами. В районе урочища Боградский мост близ рудника Юлия она несогласно, с размывом залегает на нижележащей литвинской свите и содержит остатки кембрийских водорослей. В разрезе по логу Подтемному в ней встречаются остатки археоциат. Условно свита относится к устькундатскому горизонту.

Колоджульская свита также впервые выделена Г. Л.Иванкиным и др. (1964) в разрезе горы Мал. Кошкулак. Выходы пород колоджульской свиты известны также в правобережье р. Белый Июс в районе дер. Ефремкино в небольшом тектоническом клине.

В стратотипическом разрезе свита расчленяется на три пачки и имеет мощность 540 м. Нижняя из них - эффузивно-карбонатная (базальты, глинистые известняки), средняя состоит из черных глинистых известняков, а верхняя имеет известняково-глинисто-песчанистый состав. В окраске пород преобладают серые и черные тона.

В разрезе по правому берегу р. Белого Июса мощность свиты сокращается до 100 м, она становится красноцветной и сложена основными эффузивами в нижней части и красноватыми песчанистыми известняками - в верхней.

На всех стратиграфических уровнях породы свиты содержат остатки трилобитов, реже - археоциат, хиолитов, водорослей, брахиопод, характерных для атдабанского и ботомского ярусов нижнего кембрия. Особенностью свиты является присутствие в ее составе трилобитового комплекса форм, характерных для чисто карбонатных разрезов, и форм, обычных для карбонатно-глинистых фаций. При этом среди трилобитов встречается много форм, имеющих широкое географическое распространение (Манский прогиб, западные и восточные разрезы Сибирской платформы, Тува, Монголия, Горный Алтай и др.), а также чисто местных - эндемичных форм, что имеет важное значение для корреляции разнофациальных разрезов.

Всюду на подстилающих породах тунгужульской свиты колоджульская залегает параллельно, без явных следов перерыва.

Усинская свита. впервые была выделена АЛ. Додиным в 1948 году на западном склоне Кузнецкого Алатау в бассейне р. Усы.

На описываемой площади лучшим является разрез свиты в правом борту лога Подтемного на северо-западном крыле Катюшкинской синклинали в районе дер. Катюшкинскоой. Здесь свита имеет однообразный состав (массивные серые и светло-серые известняки) и мощность более 600 м. Основание свиты срезано разломом, а выше она перекрывается толщей светло-серых и бело-розовых известняков ефремкинской свиты. На всех стратиграфических уровнях в породах усинской свиты встречаются остатки археоциат и водорослей камешковско-санаштыкгольского уровня. Полный разрез свиты обнажен по р. Большая Ерба, где она разными авторами именовалась большеербинской, чесноковской и др. На юго-восточном крыле Катюшкинской синклинали аналогом усинской свиты является пестрая по составу терригенно-карбонатная куренинская свита (рис. 2.4), в которой кроме археоциат и водорослей в большом количестве встречаются остатки трилобитов, брахиопод, хиолитов. Как и колоджульская, усинская свита охватывает интервал времени атдабанского и ботомского веков.

Ефремкинская свита впервые выделена Г. А. Иванкиным и др. в 1964 году в Кошкулакском разрезе в верховьях р. Тюрим, где она с конгломератом в основании, с размывом залегает на колоджульской свите. Ефремкинская свита сложена конгломератами, черными плитчатыми слоистыми сланцами. Мощность свиты в стратотипе достигает 130 м, увеличиваясь в окрестностях рудника Юлия до 1000 м. В районе дер. Ефремкино и дер. Катюшкиной (т. е. в обеих структурно-фациальных зонах) среди карбонатных пород свиты встречаются основные эффузивы и их туфы с линзами археоциатово-трилобитовых известняков. В окрестностях дер. Ефремкино и на Батеневском кряже в составе свиты преобладают светлые массивные известняки с трилобитами и археоциатами обручевского комплекса. Как в стратотипическом разрезе, так и в других местах в верхней части свиты к обручевскому фаунистическому комплексу примешиваются средне кембрийские формы трилобитов. По объему свит соответствует тайонскому ярусу нижнего кембрия.

Средний отдел.

В составе среднего отдела кембрийской системы выделяются безымянная и кошкулакская свиты.

Безымянная свита впервые выделена Г. А. Иванкиным и др. (1964) в составе толщи грязно-зеленовато-серых песчаников, алевролитов и гравелитов, вскрывающейся в окрестностях дер. Ефремкино. Мощность ее на этом участке составляет около 400 м. В Кошкулакском разрезе безымянная свита (малокошкульская - по Г. А.Иванкину и др.) представлена пачкой серых гравелитов и песчаников мощностью не более 30 м и белыми известняками 160 м. На Батеневском кряже в районе ж. д.станции Сон и рудника Юлии свита имеет карбонатно-терригенный состав - серые песчаники, алевролитовые сланцы, мергели, серые глинистые известняки общей мощностью 840 м. К северовостоку от рудника Юлии в верхней части свиты обособляется пачка серых "кофейных" известняков, выделяемая раньше как сладкокореньевская свита, и пачка светло-серых известняков, именовавшаяся то карасукской, то эльдахской свитой. Светло-серые и розово-белые известняки в верхней части свиты имеются также и в кошкулакском разрезе, где их мощность составляет 160 м.

Во многих пунктах (гора Кошкулак, рудник Юлия, р. Сухая Ерба и др.) в породах свиты в большом количестве встречаются трилобиты амгинского яруса среднего кембрия. На подстилающей ефремкинской свите безымянная залегает с резким фациальным переходом без видимого перерыва.

Кошкулакская свита была выделена Г. А.Иванкиным и др. в 1964 г. в районе горы Кошкулак и сопоставлялась с берикульской свитой западного склона Кузнецкого Алатау. В ее строении принимают участие последовательно сменяющие друг друга снизу вверх по разрезу трахибазальтовые и базальтовые (180 м), андезитовые и трахиандезитовые (225 м) и, наконец, трахитовые и трахириолитовые (36 м) вулканиты. В нижней части свиты отмечаются маломощные прослои и линзы конгломератов, красноцветных косослоистых песчаников и алевролитов. Мощность свиты в стратотиnическом разрезе составляет 340 м, а по результатам общегеологических построений Г. А. Иванкина и др. превышает 2 км.

Возраст кошкулакской свиты является дискуссионным. Вулканиты свиты с угловым несогласием и конгломератами в основании перекрывают отложения безымянной и ефремкинской свит нижнего-среднего кембрия, а также монцодиориты Белоиюсско-Туимского плутона. Г. А.Иванкиным и др. возраст свиты условно датируется верхами среднего кембрия. Изохронная рубидийстронциевая дата вулканитов равна 464± 11 млн. лет, а палеомагнитные характеристики соответствуют ордовикскому палеополюсу Сибири и отвечают верхам карадокского яруса (Липишанов и др., 1996).

Девонская система.

Девонская система в пределах полигона представлена тремя отделами, широко распространенными в Чебаково-Балахтинской впадине. Вопросы стратиграфии этих отложений в части, касающейся нижнего и среднего отделов, остаются дискуссионными. Разночтения, связанные не только с названиями и количеством стратонов, но и с трактовкой их возрастаю. На стратиграфическом совещании в Ленинграде в 1966 году схема стратиграфии девона не была утверждена, но было принято решение о выделении нижнего вулканогенно-осадочного комплекса в составе быскарской серии. Возраст последней на Новосибирском совещании в 1967 году был принят как раннедевонский.

Нижний отдел.

Отложения нижнего отдела девона рассматриваются на npимере Шунет-Матаpaкcкoгo и Ширинско-Марченгашского участков, в пределах которых р;ниграфическая последовательность вулканогенно-осадочных толщ, как и на площади всей Минусинской котловины и ее горного обрамления заметно различается. Эта естественная особенность континентальных вулканогенных накоплений обуславливает создание множества местных стратиграфических схем, система корреляции которых служит предметом многолетних дискуссий.

В пределах Шунет-Матаракского участка в составе быскарской серии выделяюся (снизу вверх): нижнематаракская, верхнематаракская, шунетская и прамчакская толщи.

Нижнематаракская толща широко развита в южном борту котловины оз. Иткуль, а также слагает западный и восточный берега оз. Матарак, где имеет тектонический контакт с нижнепалеозойскими и докембрийскими отложениями. Толща включает вулканогенно-осадочныe отложения нижней части мататаракской свиты, выделенной в 1952 году В. С.Мелещенко, Б. Н. Красильниковым в районе озер Шунет и Матарак и детально охарактеризованной Н. А. ОсиповоЙ, Л. А. Моссаковским и Г. И. Теодоровичем. Нами она расчленена на нижнематаракскую и верхнематаракскую толщи. Она сложена преимущественно покровами послойными телами базальтов, анднзибазальтов, трахиандезитов, их туфов, трахириодацитов с редкими прослоями терригенных пород с видимой мощностью в стратотипе около 300 м. Л. В Лешехоновым и др. (1988, 1991) установлено циклическое строение разрезов толщи.

Заметно отличаются вулканогенные образования Гольджинской площади, объединенные в свиту Скалистого хребта (Краснов и др., 1975). Это в основном многочисленные сближенные потоки лабрадоровых порфиритов, разделенные пропластками аргиллитов и потоками базальтов при незначительной роли трахириодацитов и трахиандезитов (плагиопорфиров). Здесь с запада на восток континентальные вулканогенно-осадочные фации сменяются подводными, при этом растет полнота вулканогенных разрезов. их детальное изучение, на наш взгляд, позволит в дальнейшем провести корреляцию с разрезами нижнего девона Южно-Минусинской впадины.

Общая мощность отложений нижнематаракской толщи оценивается в 800850 м. Находки отпечатков псилофитовой флоры плохой сохранности в двух линзах песчаников в лево - и правобережье р. Карыш позволяют датировать ее возраст как раннедевонский.

Верхнематаракская толща, возможно, со скрытым несогласием залегает на нижнематаракских вулканитах. Хорошо окатанные крупные гальки конгломератов данной толщи на 70-80 % состоят из эффузивов базальтового и трахиандезит-трахириодацитового (плагиопорфирового) составов. В стратотипическом разрезе она слагает участок между северным берегом оз. Матарак и г. Шунст, протягиваясь в северо-западном направлении в район оз. Иткуль, где отмечается ее тектонический контакт с живетскими карбонатными отложениями. Толща состоит из песчаников (45 %), гравелитов (13 %), алевролитов (5.8 %), конгломератов (2.5 %). Вулканогенные породы представлены грубообломочными туфами трахиандезитов-трахириодацитов (1 О %) и послойными телами долеритов (24 %) (Краснов, Ратанов, 1974). Характерен красноцветный облик вулканогенно-осадочных пород, реже встречаются прослои серого и зеленовато-серого цвета с неяснослоистыми, горизонтальными, реже косослоистыми текстурами. Мощность верхнематаракских отложений оценивается в 300350 м. В нижних И средних частях разреза в алевролитах содержатся многочисленные отпечатки растений. Шунетская толща впервые выделена в 1959 году В. С. Мелещенко, Б. Н.Красильниковым и А. А.Моссаковским в разрезе у оз. Шунет ист. Шира. В пратотипе она относительно широкой полосой протягивается от северо-западного берега оз. Шунет в сторону горы Кузьме. Толща согласно залегает на верхнематаракских отложениях и несогласно перекрыта красноцветами арамчикской свиты (к северу от оз. Шунет) и сарагашскими мергелями (район горы Кузьмe). В составе толщи преобладают разнозернистые (от крупно - до мелко - и тонкозернистых ) туфоалевролиты (87 %) желтоватой, зеленоватой и светловатой, редко розоватой окраски, встречаются пласты туфов трахириодацитов ( 1,5%), аргиллитов (1.1 %), редкие прослои песчаников. В средней части разреза севернее оз. Шунет установлено. несколько сближенных послойных тел базальтов(7.4 %). В верхних горизонтах толщи вблизи горы Кузьме пластовые тела базальтов, описанные Л. ВЛешехоновым и др. (1988) как силлы долеритов, максимально насыщают разрез (до 75 %). Мощность шунетской толщи не менее 300-350 м. Она крайне бедна органическими остатками и лишь в основании разреза содержатся отпечатки флоры очень плохой сохранности.

Арамчакская толща красноцветных терригенных и туфогенных пород, выделенная Б. Н.Красильниковым и др. в 1952 году, известна также под названием толтаковской, абаканской, надшунетской, ширекой, коксинекой, чарковской, кокоревской, сиринской и др. свит и толщ. Интенсивное накопление красноцветов началось после затухания раннедевонского вулканизма, когда терригенные осадки перекрывали древний вулканический рельеф. Это приводило к появлению местных несогласий, линз, карманов, языков, клиньев со значительными колебаниями мощностей, вплоть до полного выпадения из разреза. Естественно, что время накопления красноцветов могло быть растянутым, вплоть до начала "бейской" морской трансгрессии. Поэтому в последних региональных стратиграфических схемах предложено расчленять красноцветы на нижнюю арамчакскую свиту, тяготеющую к быскарской серии, и верхнюю толтаковскую, связанную с живетскими отложениями среднего девона.

В Матарак-Шунетском разрезе наблюдается несогласное налегание красноцветов на различные горизонты шунетской толщи: на осадочные породы в районе оз. Шунет, базальты и долериты в районе горы Кузьме. При этом в банальных слоях толщи содержатся обильные обломки подстилающих пород. На севере отмечено угловое несогласие между арамчакскими обломочными и сарамакскими карбонатными отложениями. В литологическом составе превалируют красноцветные песчаники, туфоконгломераты, гравелиты, туфоалевролиты. Толща не имеет хорошо обнаженного естественного разреза и поэтому ее мощность (более 150 м) определена с помощью геометрических построений. В нижней части, среди красноцветных отложений залегают линзы серых и желтоватых алевролитов, содержащих богатую псилофитовую флору. Ранее эти местонахождения ошибочно относились к верхам шунетской толщи (Ананьев и Др., 1972).

В отличие от классического Матарак-Шунетского разреза, изучаемого с 30-х годов нашего столетия, нижнедевонские отложения Ширинско-Марченгашского разреза охарактеризованы в литературе сравнительно недавно (Ананьев и др., 1974; Макаренко и др., 1982; Пешехонов и др., 1991). В настоящее время выяснено, что эти два разреза заметно отличаются не только по набору и мощностям толщ, но и по литологическому составу, который меняется по латерали. Поэтому целесообразно дополнительно остановиться на характеристике нижнедевонских отложений Ширинско-Марченгашского участка, расположенного в непосредственной близости от учебной базы Томского университета.

Нижнематаракская толща (сохочульская толща) представлена вулканогенными породами. Ее основание наблюдается в правом борту лога Сохочул (левобережье р. Туим), где на размытой поверхности додевонских гранитоидносиенитовых пород с резким несогласием залегают лавобрекчии и туФоконгломераты трахиандезитов. Выше вскрывается маркирующий горизонт мегаплагиофировых базальтов (лабрадоровых порфиритов), затем - сложное чередование туфов, туфолав, лавобрекчий трахиандезитов и трахириодацитов (плагиопорфиров) с послойными телами трахириодацитов, базальтов и трахибазальтов, с редкими пластами туфогравелитов, туфопесчаников, алевролитов. Среди последних встречены отпечатки псилофитовой флоры плохой сохранности. Количество пирокластического материала в разрезе заметно убывает с запада на восток, при этом происходит насыщение разреза силлами и мелкими штоками долеритов. Мощность толщи по наиболее представительному разрезу оценивается в 530м.

Придорожная толща выделена в 1973 году Н. А.Макаренко (Ананьев и др., 1974; Макаренко и др., 1982) и по литологическому составу расчленена на три пачки. Нижняя пачка представлена переслаивающимися пестроцветными осадочными и вулканогенными образованиями - конгломератами, гравелитами, песчаниками, алевролитами, аргиллитами, кремнистыми туффитами, пепловыми и гравийными туфами трахиандезитов - трахириодацитов. Среди них выявлено несколько маломощных горизонтов строматолитовых известняков. Конгломераты содержат окатанные обломки туфов, трахиандезитов, базальтов, гранитов, нордмаркитов, что свидетельствует о размыве не только пород додевонского фундамента, но и отложений нижнематаракской толщи. В пределах пачки известны 6 местонахождений псилофитовой флоры с уникальными по полноте и степени сохранности индивидами. Общая мощность нижней пачки изменчива и не превышает 340 м.

Средняя пачка в основании содержит прерывистые маломощные горизонты строматолитовых известняков. Выше преобладают мелко - и тонкозернистые бурые и кремовые песчаники, грязно-желтые алевролиты, очень редко гравелиты и известковые разности перечисленных терригенных пород. Часто встречаются пластовые тела базальтов, количественная роль которых возрастает в югозападном направлении. В составе пачки известно 4 местонахождения псилофитовой флоры (Ананьев, 1982). Мощность средней пачки изменчива (80 - 240 м) и закономерно уменьшается в восточном направлении.

Верхняя пачка представлена бурыми, грязно-желтыми, кремовыми, реже желтовато - и зеленовато-серыми известково-кремнистыми алевролитами, аргиллитами, песчаниками. В ее подошве и кровле закартированы маркирующие линзообразные тела красноцветных гравийных туфов трахиандезитового состава, мощностью до 15 м. Нижний горизонт туфов в основании содержит пластовое тело лавобрекчий базальтов, в пустотах и трещинах которого наблюдаются включения пиробитумов. Orмечается интенсивное окремнение пород, возрастающее вверх по разрезу. В окремненных известняках известно лишь одно местонахождение флоры, представленное раннедевонскими псилофитами (Макаренко и др., 1982). Мощность верхней пачки изменчива и не превышает 150 м.

Марченгашская толща впервые выделена в 1958 году Б. Н.Красильниковым в районе СТ. Шира, где она состоит преимущественно из базальтов, андезито-базальтов, трахибазальтов с прослоями красноцветных песчаников, гравелитов и конгломератов. Эти вулканиты со скрытым несогласием залегают на отложениях верхней пачки придорожной толщи. Породы смяты в складки, в приразломных зонах интенсивно окварцованы, гематитизированы и альбитизированы, напоминая по внешнему облику плагиопорфиры. Обильны силлы долеритов. В линзе красноцветных песчаников в центральной части лавового поля найдены отпечатки раннедевонской псилофитовой флоры. В верхней части толщи, в районе оз. Круглого в линзе красноцветных песчаников, в непосредственной близости от мергелей сарагашской свиты, несогласно перекрьmающих вулканиты, обнаружен выдержанный прослой туфов трахиандезитов. Мощность марченгашской толщи оценивается в 450-550 м.

Заканчивая характеристику нижнедевонских отложений района, отметим, что надежная корреляция даже близко расположенных разрезов представляет нелегкую задачу. По мнению геологов Томского университета, корреляцию Матарак-Шунетского и Ширинско-Марченгашского опорных разрезов следует про водить по характерным горизонтам туфов трахиандезитов, часть из которых можно рассматривать в качестве маркирующих. При этом предполагается, что придорожная толща примерно одновозрастна с верхнематаракской, а шунетская - изохронна марченгашским вулканитам. Отложения, синхронные арамчакским (надшунетским) красноцветам, в Ширинско-Марченгашском разрезе отсутствуют.

Следует подчеркнуть, что в стратиграфических схемах, составленных геологами Томского политехнического университета, придорожная свита сопоставляется с изыхской свитой Я. с.ЭдельштеЙна, развитой в районе пос. Старый Борец, несколько восточнее Матарак-Шунетского разреза. При этом подразумевается, что объем изыхской свиты соответствует суммарному объему шунетской и верхнематаракской толщ.

Необходимо иметь в виду, что в районе Старого Борца разрез быскарской серии имеет двучленное строение: внизу залегают вулканиты нижнематаракской толщи, вверху - карбонатно-терригенные породы изыхской свиты. Среди последних нет ни маркирующих горизонтов туфов трахиандезитов, ни эффузивов основного состава, нет здесь и "верхних" красно цветов. Налицо упрощенный разрез нижнего девона и термин "изыхская" свита в данном случае является собирательным для всех верхних толщ быскарской серии, залегающих на нижнематаракских вулканитах. Следует отметить, что флора, распространенная по всему объему быскарской серии, отличается удивительной однородностью, что свидетельствует в пользу ее формирования в узком геохронологическом диапазоне от позднего зигена по позднего эмса (Ананьев и др., 1972; Дубатолов, Краснов, 1982; Захарова, Ананьев, 1990).

Средний отдел.

Сарагашская свита выделена В. С.Мелещенко (Полевой атлас, 1955) в Чебаково-Балахтинской впадине в районе с. Сарагаш на левобережье Енисея. В пределах полигона наблюдается трансгрессивное залегание сарагашской свиты на породах нижнего девона, фиксирующее так называемый "предживетский перерыв". В основании свиты здесь местами отмечается базальный пласт гравелитов мощностью до 1 м. В то же время сарагашские отложения согласно перекрываются известняками бейской свиты.

Прекрасно выделяющиеся в рельефе крупные желтые куэсты сарагашской свиты хорошо прослеживаются в котловинах озер Аврас, Балган, Иткуль, южнее оз. Шира, где она представлена переслаивающимися серовато-желтыми, серыми, зеленовато-серыми алевролитами, разнозернистыми кварц-полевошпатовыми, кварцевыми песчаниками с карбонатным и железистым цементом, аргиллитами, мергелями, известняками. Мощность свиты меняется от 150-160 м до 300 м. На территории полигона органические остатки в породах свиты не найдены, однако в других местах известны редкие находки ракообразных, рыб и плауновых растений, что позволяет датировать сарагашские отложения живетским ярусом.

Бейская свита выделена Н. А.Беляковым, В. С.Мелещенко (Мелещенко, 1953) близ с. Бейское (ныне Бея) в Южно-Минусинской котловине, где залегает согласно с постепенным переходом на сарагашской свите и также согласно перекрывается ойдановской свитой.

Бейская свита представлена главным образом сероцветными известняками различных оттенков, массивными, толстоплитчатыми, местами окремненными, пелитоморфными. Известняки переслаиваются с тонкоплитчатыми доломитами, зеленовато-серыми мергелями, мелко-среднезернистыми известковыми песчаниками серого и желтовато-серого оттенка, алевролитами и аргиллитами.

Бейская свита, в отличие от сарагашской, очень богата брахиоподами, гастроподами, остракодами, конодонтами, кораллами верхнеживетского возраста. На территории полигона А. И.Анатольева (1960), вслед за Я. с.эдельштейном, считает возможным бейскую свиту по фауне брахиопод разделить на два горизонта. Г. И.Теодорович и БЯ. полонская (1958) полагают, что разрезы бейской свиты в районе СТ. Шира имеют сокращенную мощность, которая колеблется от 60 до 250 м, составляя в среднем 150-180 м.

Верхний отдел.

Ойдановская свита выделена В. С.Мелещенко в 1956 году возле улуса Ойданов на р. Тёя (Полевой атлас... , 1955), где она согласно залегает на бейских отложениях и также согласно перекрывается кохайской свитой. Породы свиты лег ко выветриваются, поэтому к ней обычно приурочены понижения рельефа, иногда занятые озерами с минерализованной водой (оз. Шира). Ойдановская свита сложена красноцветными континентальными отложениями: алевролитами, аргиллитами, иногда гравелитами, нередко с косой слоистостью. Контакт между бейской и ойдановской свитами прекрасно фиксируется в южном борту котловины оз. Шира близ шоссе Шира-Абакан по смене светло-серых известняков красноцветными песчаниками.

Полные разрезы ойдановской свиты отсутствуют из-за ее слабой обнаженности. Фрагментарные разрезы свиты в пределах полигона можно наблюдать в котловине оз. Шира. Севернее пос. Шира ойдановская свита образует ряд больших (3-4 км) круглых мульд, "просвечивающих" из-под вспаханных полей, что прекрасно видно на аэрофотоснимках. Мощность ойдановской свиты меняется от 200 до 600 м.

Органические остатки в породах свиты не обнаружены, хотя севернее известны находки щитков верхнедевонских рыб. Определение возраста свиты основано на ее залегании между живетской бейской свитой и кохайской свитой франского яруса.

Кохайская свита выделена Н. А.Беляковым и В. С.Мелещенко на хр. Кохай на левом берегу р. Тёя (Мелещенко, 1953), где она согласно залегает на ойдановских отложениях и согласно же перекрывается тубинской свитой. Нижняя И верхняя границы кохайской свиты нечеткие и проводятся условно. Строение свиты, хотя она обнажена чрезвычайно слабо, можно наблюдать по правому берегу р. Черный Июс севернее Черноозерекой мульды у сел Подзаплот и Топаново, где вскрываются сероцветные, серо-зеленые алевролиты и аргиллиты с тонкими прослоями песчаников, мергелей, а также водорослевых и брекчиевидных известняков. Мощность свиты варьирует от 130 до 600 м.

К северу от полигона в бассейне р. Берешь В. С.Мелещенко и. были собраны остатки панцирных рыб, а также филлоподы франского возраста. Г. И.Теодорович (1954) предложил именовать красн:оцветные отложения верхнефранского подъяруса юго-запада Чебаково-Балахтинской котловины ширинекой свитой (Теодорович, Полонская, 1958).

Тубинская свита выделена Н. А.Беляковым и В. с.Мелещенко в районе р. Тубы (Мелещенко, 1953), где она согласно залегает на породах кохайской свиты и согласно перекрывается отложениями быстрянской свиты каменноугольной системы. Породы свиты образуют крупные куэсты, четко выделяющиеся в рельефе ("Сундуки" в долине Белого Июса), и обрамляют крылья Черноозерской, Салбатской, Устинкинекой, Кобяковской И других крупных брахисинклиналей.

Сложена свита преимущественно красноцветными песчаниками континентального генезиса (косая слоистость, знаки ряби) с подчиненными прослоями алевролитов и аргиллитов, известняковых конгломератов, зеленоватых и фиолетовых песчаников и аргиллитов. Мощность ее меняется от 200 до 1200 м.

Органические остатки в породах свиты на полигоне не найдены. Oтнесение свиты к фаменскому ярусу производится на основе ее залегания между фаунистически охарактеризованными кохайской и быстрянской свитами, а также по аналогии с Южно-Минусинской впадиной, где в тубинской свите была обнаружена фаменская флора.

Каменноугольная система.

Нижний отдел.

Быстрянская свита выделена В. С.Мелещенко (1953) близ с. Быстрянки, где она согласно залегает на тубинских красноцветных породах. Быстрянская свита слагает крылья крупных брахисинклиналей, в частности, Черноозерской и представлена по преимуществу песчаниками серого цвета с желтоватым и зеленоватым оттенками, известняками, алевролитами, аргиллитами, туффитами. Мощность ее достигает 275 м. Быстрянская свита довольно богата ископаемыми остатками рыб и растений. За пределами полигона известны находки пелеципод, остракод и брахиопод, характерных для верхов девона и низов карбона. В связи с этим возрастное положение быстрянской свиты остается дискуссионным. В. С.Мелещенко (1953) считает свиту фаменскоЙ. М. и.граЙзер и Д. В.Обручев относят ее к турнейскому ярусу нижнего карбона. Большинство геологов поддерживает последнюю точку зрения, что нашло отражение в официально принятых унифицированных региональных схемах.

Алтайская свита выделена О. В.тыжновой и А. В.Тыжновым В 1944 году близ с. Алтай на Енисее, где она согласно залегает на быстрянских отложениях. Свита сложена красно-бурыми, желтовато-лиловыми туфами, туффитами, алевролитами, песчаниками полимиктового состава, косослоистыми, ожелезненными. Органических остатков в Чебаково-Балахтинской впадине не найдено. Мощность свиты увеличивается от 50 до 135 м в Черноозерской мульде.

Камыштинская свита выделена М. И.Грайзером в 1975 году по р. Камышта. Она выполняет ядра Черноозерской, Салбатской, У стинкинской мульд И согласно залегает на алтайской свите. Отложения этой свиты пред ставлены сероцветными туф фитами, известняками, песчаниками. В Черноозерской мульде среди них преобладают темно-серые, зеленовато - и желтовато-серые известняки, местами содержащие конкреции халцедона. В породах свиты найдены плохой сохранности плауновые растения, брахиоподы и остракоды, что определяет ее турнейский возраст. Мощность свиты варьирует от 40 до 115 м.

Самохвальская свита выделена О. В.Тыжновой и А. В.Тыжновым в 1944 году на горе Самохвал по р. Енисей. Ее отложения в пределах полигона сохранились лишь в центре Черноозерской и Салбатской мульд, где согласно залегают на камыштинской свите. Свита сложена зеленовато - и коричневато-серыми туфами, туффитами, средне - и крупнозернистыми песчаниками с косой слоистостью, содержащими редкие прослои известняков, гравелитов и конгломератов. В песчаниках свиты обнаружен богатый комплекс флоры визейского возраста. Неполная мощность свиты составляет 150-215 м.

Рассмотрим стратиграфию и литологию площади Крутоярской Красноярского края.

Палеозойская группа – PZ

Девонская система – D

Нижний отдел – D1-2 bsk

Породы этого возраста выходят на поверхность в северо-западной, южной и центральной ( р-н свх. Крутоярский) частях площади. Общая мощность составляет порядка 3800 м. Породы представлены в верхней части – андезитовыми порфиритами, вулканическими брекчиями и туфами того же состава; в средней части - характерной пачкой красно-коричневых туфогенных песчаников; в нижней части – кварцевами порфирами, альбитофирами, ортофирами, игнимбритами и туфами кислого состава.

Палеозойская группа – PZ

Девонская система – D

Средний отдел – D2

Средний отдел девонской системы представлен Живетским ярусом.

Живетский ярус Толтаковская свита – D2 tl.

Породы выходят на поверхность в северо-восточной и центральной (р-н свх. Крутоярский) частях площади, они представлены красными и лиловыми косослоистыми песчаниками, алевролитами и конгломератами. Общая можность составляет около 200-1400 м.

Живетский ярус Сарагашская свита – D2sr

Породы выходят на поверхность в северо-восточной и центральной( р-н свх. Крутоярский), северо-восточной, восточной и юго-западнойчастях площади. Породы Сарагашской свиты представлены желтовато-серыми, «жерновыми» песчаниками, алевролитами, мергелями и известняками с Lingula beliakovi Janov. Общая мощность слагаемых пород 150-420 м.

Живетский ярус Бейская свита – D2bs.

Породы выходят на поверхность в северо-западной, восточной(р-н р. Чернявка) северо-западной и юго-западной частях площади Породы свиты представлены известняками с прослоями серых песчаников, алевролитов, аргиллитов и мергелей с Euryspirifer chechiel Kon., Retzia lopatini Stuck. Общая мощность пород составляет окола 130-140 м.

Палеозойская группа – PZ

Девонская система – D

Верхний отдел Девонской системы представлен двумя ярусами: франским и фаменским.

Франский ярус Ойдановская свита – D3 od.

Породы выходят на поверхность в юго-западной (р-н оз. Шира), северо-западной, западной частях изучаемой площади. Породы Ойдановской свиты представлены красными и лиловыми косослоистыми песчаниками а алевролитами, реже аргиллитами. Общая мощность пород составляет 150-750м.

Франский ярус Кохайская свита – D3 kh.

Породы данной свиты выходят на поверхность в южной, юго-западной, западной (р-н р. Сютик), северо-восточной частях площади. Они представлены красными и зелеными аргиллитами и алевролитами с маломощными прослоями серых известняков и песчаников с megistolepis klementzi Obr., Asmussia paravulgaris Novoj. Общая мощность пород около 250-800 м.

Алтайская свита нижнего отдела каменноугольной системы – С1al/

Породы данного возраста выходят на поверхность в центральной и юго-восточной частях площади недалеко от устья реки Кия. Породы алтайской свиты представлены лиловыми и желтыми туффитами, туфопесчаниками, песчаниками и известняками. Их общая мощность составляет около 180 м.

Надалтайская свита нижнего отдела каменноугольной системы – С1 nal.

Отложения этого возраста представлены в малых количествах на юго-востоке площади (недалеко от р. Кия), их слагают серые туфопесчаники, туффиты и известняки. Общая мощность пород составляет 160 м.

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.

Мезозойская группа – MZ.

Юрская система – J.

Нижний отдел – J1.

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.

Кайнозойская группа – KZ.

Четвертичная система – Q.

Верхнечетвертичные отложения – Q2III.

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 – QIV.

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.

1. Тектоника

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 просл

Здесь опубликована для ознакомления часть дипломной работы "Геологическая характеристика Кузнецкого Алатау". Эта работа найдена в открытых источниках Интернет. А это значит, что если попытаться её защитить, то она 100% не пройдёт проверку российских ВУЗов на плагиат и её не примет ваш руководитель дипломной работы!
Если у вас нет возможности самостоятельно написать дипломную - закажите её написание опытному автору»


Просмотров: 604

Другие дипломные работы по специальности "Геология":

Проект строительства наклонно-направленной нефтяной добывающей скважины глубиной 2560 м на Тагринском месторождении

Смотреть работу >>

Обоснование постановки поисково-оценочных работ на Южно-Орловском месторождении

Смотреть работу >>

Рославльское нефтяное месторождение

Смотреть работу >>

Розробка Штормового родовища

Смотреть работу >>

Запасы месторождения Денгизского района

Смотреть работу >>