Структура мезорельефа Кемеровской области и роль ее элементов в размещении золотоносных россыпей

В.В. Бутвиловский

Кузбасская государственная педагогическая академия, Россия

В традиционном понимании регион представляет собой эрозионно-денудационное низкогорье и среднегорье, обрамленное холмисто-увалистыми равнинами предгорных тектонических впадин. Макрорельеф территории представлен предгорными равнинами (120-250 м), относительно невысокими (400-600 м) выположенными нагорьями и короткими массивными хребтами (700-1000 – 1400-2000 м) со склонами различной крутизны и глубиной долинного расчленения до 200-700 м. Он отражает блоковые неоднородности земной коры и тенденции их развития. Более точно и детально история континентального геологического развития территории познается через структуру мезорельефа и свойства составляющих ее элементов. Представления об этой структуре достаточно противоречивы (Алтае-Саянская…, 1969; и др.), причиной чего являются различные методологические подходы к изучению и картированию рельефа. Поэтому была разработана специальная теория и методология геоморфологического картирования, основанная на законах образования и развития элементов рельефа, позволяющая достаточно объективно выявлять пространственно-временную структуру рельефа и связанные с ее развитием полезные ископаемые (Бутвиловский, 1995, 2009).  

В результате геоморфологического картирования (Дубский, Некипелый и др., 2009ф), проведенного по новой методологии, в пределах Чулымо-Енисейской впадины, Кузнецкой котловины, Салаира и Кузнецкого Алатау выделено от трех до семи главных склоновых поясов (рис. 1). Амплитуда превышений каждого склонового пояса и наклон составляющих его склонов свидетельствуют об интенсивности вертикальных тектонических движений и длительности трансформации склонов в период их образования. По латерали они прослеживаются на сотни км, опоясывая горные сооружения и возвышенности. Высота их границ (шовных линий) меняется, отражая тектонические деформации, происшедшие после образования того или иного склонового пояса. Корреляция геоморфологического возраста склоновых поясов с геологической шкалой сделана исходя из соотношений дизъюнктивных склонов с самыми молодыми расчленяемыми ими стратифицированными геологическими формациями и с самыми древними накрывающими их седиментами или корами выветривания, а также с седиментационными комплексами крупных прилегающих впадин: Кулундинской, Неня-Чумышской, Чулымо-Енисейской, Кузнецким бассейном (Бутвиловский, 2009).  

В последовательности от молодых к древним (снизу вверх) выделяются следующие склоновые пояса. Томский пояс позднеальпийского геоморфологического времени представлен полосами врезов и сегментами подрезов видимой высотой до 40-60 м и расположен на абсолютных высотах 120-300  м. Его нижняя шовная линия зачастую перекрыта аллювиальными отложениями низких долинных террас и террасоувалов. Склоны обычно крутые, местами субвертикальные, вырезаны в седиментах плиоцен-среднечетвертичного и более древнего возраста и локально перекрыты голоценовыми и верхнеплейстоценовыми седиментами, что позволяет синхронизировать возраст томского склонового пояса с верхним-средним плейстоценом геологической шкалы. Данный пояс прослеживается в основном в предгорьях, на приподнятых равнинах и в долинах крупных рек (Томь, Кия, Яя, Иня). В горах его тоже можно выделить как множество малых дизъюнктивных тектонических уступов (взбросов и взбросо-сдвигов) в литифицированных палеозойских породах или как локальные несогласные подрезы рыхлых осадков плейстоцен-плиоцена.

Еланский пологий склоновый пояс среднеальпийского времени (педимент), заключенный между томским и салаирским поясами и синхронный верхнему миоцену — нижнему плиоцену геохроногической шкалы, выделяется локально и развит в основном по относительно слабоустойчивым к денудации породам мезозоя и верхнего палеозоя в предгорных впадинах (Неня-Чумышская, Чулымо-Енисейская), в долинах рр. Томь, Кия и Иня, где зачастую к его уровню приурочены плиоценовые террасоувалы так называемого еланского уровня, а также маломощные красноцветные, обогащенные полуторными гидроокислами и карбонатами коры выветривания. Он представлен покатами и пологими склонами третьей-четвертой стадии денудационной трансформации и имеет высоты до 40-60 м, редко до 80 м. Положение его верхней шовной линии (вогнутого перегиба) фиксируется на абсолютных высотах от 170 м и слабо повышается в южном направлении (до 250 м), отражая сводо-блоковое поднятие территории в плиоцен-плейстоцене.  

Салаирский склоновый пояс раннеальпийского времени представлен врезами и сегментами подрезов высотой от 80-100 до 200-300 м. Его нижняя шовная линия местами погребена. Верхняя шовная линия (выпуклый перегиб) расположена на абсолютных высотах от 250 до 450-550 в низкогорной и до 750 м в центральной среднегорной части Кузнецкого Алатау. Склоны крутые (18 — 35°, местами, в подрезах, круче), созданные дизъюнктивными движениями вдоль главных глубинных разломов Салаирского надвига, сбросов Чулымо-Енисейской и Неня-Чумышской впадин, взбросо-надвига Кузнецкого Алатау. Склоновый пояс соответствует первой-второй стадии денудационной трансформации и срезает литифицированные породы палеозоя и протерозоя, а в межгорных и предгорных впадинах — триаса, юры, мела и нижнего палеогена, локально перекрываясь неоген-четвертичными седиментами. Это позволяет уверенно синхронизировать данный пояс с периодом верхнего эоцена — начала нижнего миоцена геологической шкалы. В среднегорных районах прослеживаются ступенчатые разрывы пояса по активизированным в раннеальпийское время древним разломам. Амплитуды локальных поднятий блоков составляет 50-80 м, увеличиваясь в восточном и юго-восточном направлении. Этот пояс составляет около 40-50% территории региона и наиболее широко развит в Кузнецком бассейне.

Кийский склоновый пояс позднемезозойского времени расположен всегда выше салаирского пояса и контактирует с ним. Он представлен покатами, пологими склонами (3-7°, педимент) высотой  до 70-150 м; положение верхней шовной линии (вогнутого перегиба) фиксируется на абсолютных высотах от 450 до 650-750 м, в среднегорье – до 900-1000 м. Его склоны имеют третью-четвертую стадию денудационной трансформации и выработаны в породах палеозоя и протерозоя, а в межгорных и предгорных впадинах – в породах триаса и юры, где локально перекрыты палеоген-неогеновыми отложениями. По этим склонам местами развиты зрелые и редуцированные каолиновые и кремнистые коры выветривания мел-палеогенового возраста. Особенно четко эти взаимоотношения проявляются в Неня-Чумышской впадине (Малолетко, 1972; и др), что позволяет уверенно синхронизировать данный пояс с верхним мелом-эоценом геологической шкалы. На более молодых седиментационных комплексах он не прослеживается. Тектоническая деформация пояса обусловлена альпийской активизацией и достигает в отдельных блоках амплитуды 200-400 м (максимум — на юго-восточной части Кузнецкого Алатау). Наибольшее площадное развитие пояс имеет на Салаире, в Горной Шории и в низкогорье Кузнецкого Алатау, в пределах которых занимает до 50-70% территории. В Кузнецкой котловине его площадное распространение локально и тяготеет к приводораздельным частям, зачастую не имея верхнего ограничения (шовной линии).

Терсинский склоновыйпояс раннемезозойского времени расположен всегда выше кийского пояса (древнее его) и контактирует с ним. Он представлен врезом высотой до 400-700 м. Абсолютные высоты верхней шовной линии, местами образующей фронтальные несогласия, составляют 1000-1400 м. Склоны крутые (15-35°, местами круче) и соответствуют первой-второй стадии денудационной трансформации. Они срезают литифицированные породы верхнего палеозоя и протерозоя и локально перекрыты четвертичными осадками. В нижних частях склонов иногда наблюдаются редуцированные каолиновые и гетит-марганцевые линейные зоны окисления мел-палеогенового возраста. Эти данные позволяют коррелировать пояс с юрским временем геологической шкалы. В мезозойских седиментационных комплексах данный пояс уже не прослеживается. Его склоны, отступившие от краев горных блоков на 10-20 км и более,  сохраняются в основном в среднегорье Кузнецкого Алатау и Горной Шории, где занимают до 20-30% площади гор. В низкогорье и на Салаире встречаются лишь небольшие останцы этого пояса (к примеру, гора Копна).

Таскыльский склоновыйпояс позднегерцинского времени расположен над терсинским поясом. Он представлен покатами, пологими склонами (педимент третьей-четвертой стадии денудационной трансформации) высотой до 100-200 м и крутизной 3-7°. Положение верхней шовной линии фиксируется на абсолютных высотах от 1400 до 1600 м. Склоны выработаны в породах нижнего палеозоя и протерозоя (начиная с кембрия) и локально перекрыты четвертичными седиментами. В нижних частях педимента локально развиты редуцированные линейные коры выветривания и зоны окисления мел-палеогенового и, возможно, триасового возраста (район хр. Бийская Грива). Пояс непосредственно контактирует с нижерасположенным терсинским и вышерасположенным алатаусским; последний нигде не прослеживается по верхнепалеозойским формациям. Эти данные позволяют синхронизировать таскыльский пояс с триас-верхнепермским временем геологической шкалы. Он локально сохранился исключительно на останцовых высокогорных массивах Горной Шории и Кузнецкого Алатау, где занимает не более 3-6% территории.

Алатаусский склоновыйпояс раннегерцинского времени расположен выше таскыльского пояса и представлен крутым остаточным (редуцированным) врезом высотой до 400 м, сохранившимся всего лишь несколькими вершинами-останцами в высокогорной части Кузнецкого Алатау. Склоны крутые (35-40°, местами круче) и соответствуют первой стадии денудационной трансформации, срезая литифицированные породы нижнего палеозоя и протерозоя, что позволяет условно синхронизировать пояс с карбон-нижнепермским временем геологической шкалы.

Из анализа геоморфологической карты следует, что основная орография рельефа, превышения и деформации созданы в доальпийское (докайнозойское) время. Наибольшие амплитуды высот рельефа и, соответственно, тектонических движений были образованы в герцинскую и мезозойскую эпохи — более 1000-1500 м. Амплитуды тектонических поднятий в  альпийскую эпоху не превышают 100-400 м. Регион делится на две части, собственно горную и предгорных-межгорных впадин. Горная часть хранит геоморфологические следы мощного проявления герцинской и мезозойской тектонической активизации, выраженной также и интенсивной седиментацией в прилегающих впадинах. В позднем мезозое в слабое воздымание вовлекаются и межгорные впадины, а с олигоцена – и прилегающие части Западно-Сибирской плиты (Чулымо-Енисейская впадина, Приобское плато). В новые представления о возрасте рельефа региона хорошо вписываются геологические данные (Гутак и др., 2008; и др.).

Анализ россыпной золотоносности показал, что наиболее благоприятные условия образования денудационных россыпных месторождений сложились в пределах обширных региональных педиментов кийского возраста позднемезозойского этапа регионального тектонического покоя. Они контролируют положение 70-80% известных россыпей Салаира, Кузнецкого Алатау и Горной Шории или их наиболее богатые участки, представленные местами «погребенными» долинными, террасовыми, ложковыми россыпями и золотоносными корами выветривания. Нижерасположенный крутонаклонный салаирский склоновый пояс локализует в своих верхних частях относительно продуктивные участки мелкозалегающих (2-5 м) долинных россыпей. Его нижние части несут относительно разубоженные долинные и многочисленные косовые россыпи. Это же свойственно и молодым (миоцен-плиоцен) поверхностям выравнивания (еланский педимент), что позволяет сделать вывод о незначительной роли позднеальпийского (олигоцен-четвертичного) рельефообразования в концентрации полезных минералов россыпей.

Особое значение в образовании аккумулятивных россыпных месторождений имеют тектонические впадины, периодически то замкнутые, то открытые для сноса обломочного материала. Относительное погружение впадины способствует тому, что практически весь приносимый металл остается в пределах впадин (особенно в их краевых частях) и имеет возможность образовывать здесь весьма продуктивные большеобъемные многослойные россыпные месторождения. Классический пример подобной морфоструктуры и россыпного месторождения – Христиновская «яма» на Салаире. Подобные морфоструктуры свойственны и другим участкам вдоль надвига Салаира, северным предгорьям Кузнецкого Алатау, фасу Горного Алтая.

Литература.

Алтае-Саянская горная область. История развития рельефа. — М.: Наука, 1969. — 370 с.

Бутвиловский В.В. Основы устройства и развития литосферы Земли: Курс лекций по общему землеведению. 1 том. — Новокузнецк: Изд-во Новокузн. пед. ин-та. 1995. — 108 с.

Бутвиловский В.В. Введение в теоретическую геоморфологию – альтернативные представления. . – Новокузнецк: КузГПА, 2009. — 185 с.

Гутак Я.М., Антонова В.А., Багмет Г.Н. и др. Очерки по исторической геологии Кемеровской области. – Новокузнецк: КузГПА, 2008. -132 с.

Дубский В.С., Некипелый В.Л, Дубский А.В., Некипелая С.А., Аввакумов А.Е., Бутвиловский В.В. и др. Составление карты золотоносности Кемеровской области масштаба 1:500 000  (Кемеровская область)/отчет Геолого-минерагенической партии по составлению карты золотоносности Кемеровской области за 2007-2009 гг. ФГУГП “Запсибгеолсъемка”, 2009 г; ТГФ, Новокузнецк. — 1123 с.

Малолетко А.М. Палеогеография предалтайской части Западной Сибири в мезозое и кайнозое. — Томск: Изд-во ТГУ, 1972. — 228 с.