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.