Дипломная работа: Геологическая характеристика Кузнецкого Алатау
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, аргил