авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 26 |

«Administration of Tomsk Rigion   Ministry of Natural Resources and Ecology of the Russian Federation   Ministry of Education and Science of the Russian Federation   ...»

-- [ Страница 10 ] --

М.А. Усов, выдающийся исследователь и основоположник Томской школы геоло гов, на основе обобщения большого фактического материала в средине 40-х годов су щественно развил общетеоретические представления В. Бухера и М.М. Тетяева о меха низмах сжатия и растяжения в геотектоническом развитии Земли [16]. Гениальная про зорливость Усова проявилась в том, что он расширил изучаемую систему за счет при влечения в нее новых природных объектов, впервые выдвинул гипотезу о саморазвитии Земли. А процесс саморазвития материи Земли, выражающийся в циклическом измене нии ее объема, был гипотетически увязан с «различными атомистическими и молеку лярными перегруппировками».

Второй этап связан с достижениями физика А.А. Воробьева, указавшего на роль электрических явлений в атомистических перегруппировках при аномальных тектоно геомагнитных процессах. Под его руководством в Томском политехническом институ те было рождено научное направление под названием «Подземная гроза» [5].

На основе идей этого научного направления сделан следующий, для многих ка завшийся рискованный шаг, который я смело выделяю в незаконченный этап В.Н. Сальникова. Здесь получены экспериментальные и теоретические результаты по исследованию импульсных электрических, электромагнитных и акустических излуче ний при фазовых переходах в горных породах, диэлектрических минералах, искусст венных стеклах, кристаллах и материалах при тепловом, радиационном и т.п. возбуж дениях с участием ионизированных газов [3, 9, 10, 11, 14]. Открыты и установлены за кономерности динамики электромагнитных полей и геоактивных зон атмосферно литосферного происхождения, получены доказательства энергоинформационного об мена между литосферой и космосом, самоорганизации электромагнитных систем в природе [6, 15].

Сегодня результаты трех этапов получили всеобщее признание, и на их основе развиваются актуальные теоретические аспекты в области саморазвития материи и про гнозирования стихийных явлений и катастроф различного иерархического уровня.

Важность исследований томских ученых подтверждена тем, что в структуре РАН в Москве создан новый академический Институт динамики геосфер. Он, к сожалению, без ссылок на предшественников идет тем же фарватером. Самые зрелые статьи опять о генерации электрических импульсов в разломных зонах Земли и о наночастицах в гео физических процессах и в среде обитания [1, 4, 12]. В статье акад. Адушкина В.В. и Спивака А.А. [2] показано, что электромагнитные эффекты сейсмических и деформа ционных процессов в земной коре весьма разнообразны и имеют различную физиче скую природу. При этом одним из основных параметров, определяющих амплитуду геоэлектрического импульса в земной коре, является ускорение среды при относитель ном движении структурного блока, сопровождающемся сбросом напряжения в процес се его релаксации.

Полученные на предыдущих этапах знания нами используются для создания мо делей природных стихийных явлений с применением методов волновой динамики и системного анализа, что соответствует содержанию четвертого этапа изучения БПГП.

Рассмотрим теоретические аспекты этого этапа на примере землетрясений, проблема прогнозирования которых столетия не теряет своей актуальности, оставаясь одной из самых важных, но в то же время и трудных. Предсказание землетрясения на суше, как и в океане, – вопрос еще далек от решений, но пути к его разрешению надо искать, осно вываясь на новых теоретических идеях и экспериментальных методах.

С давних пор были известны факты «предчувствия» землетрясений некоторыми животными, выраженные в их необычном возбуждении. Это поведение животных пы таются связывать с появлением электромагнитных волн низких частот, предшествую щих землетрясению. В целом известные способы регистрации землетрясений можно объединить в пять групп. Первая группа включает способы выявления чувствительны ми приборами изменений электромагнитного поля твердой оболочки Земли, предше ствующих землетрясениям. Вторая группа способов ориентирована на улавливание звуковых волн, проходящих в твердых горных породах земной коры. Впервые способ был применен в Италии вблизи вулкана Везувия. В Калифорнии такой звукоприемный аппарат был установлен на глубине 110 м в колодце, заполненном водой. В отдельных случаях эти аппараты фиксировали усиление подземных шумов перед землетрясением.

Способы третьей группы заключаются в изучении наклонов земной поверхности осо быми высокочувствительными приборами – наклономерами. Они нашли применение в Японии. Способы основаны на предположении, что перед землетрясением происходит некоторый, вполне фиксируемый, изгиб земной поверхности, вслед за которым совер шается разрыв пластов на глубине, вызывающий землетрясение. Однако недавно обна ружено, что некоторые стихийные атмосферные явления также причастны к подобным деформациям, они образуют или сопровождают местные изменения наклона поверхно сти. Способы четвертой группы – изучение упругих свойств вещества внутри Земли в связи с увеличением сил сжатия перед землетрясением. Они пока технически очень трудно осуществимы и широкого распространения еще не получили. В пятую группу входят способы изучения геохимических предвестников землетрясений, основанные на фиксации с помощью атомно-флуоресцентных фотометров и других приборов атомов ртути, инертных газов в восходящих из земной коры ювенильных газовых потоках.

Новое открытие в природных явлениях–сильный нагрев атмосферы в дни перед сильным землетрясением было зафиксировано в мае 2011 года в Японии с помощью космоснимков НАСА. Согласно комментариям представителей НАСА, в районе земле трясения, в нижней атмосфере наблюдались аномальные аэрозольные поля, в результа те чего происходил нагрев атмосферы и резкое изменение ее параметров. Эти природ ные эффекты достаточно надежно обосновываются с позиции разработанной нами го лографической модели вещества [8].Применение методологии, предлагаемой гологра фической модели, выявляет целый ряд особенностей динамики межгеосферных взаи модействий, в том числе атмогеохимических метеопроцессов в совокупности их с при родными и техногенными процессами в геологической среде.

Сами по себе волновые процессы не в состоянии радикально влиять на динамику атмосферы. Но вследствие того, что, интерферируя, они образуют устойчивые во вре мени образования типа огромных плазменных мегаструктур, такое влияние становится вполне вероятным, поскольку эти структуры соответствуют именно интерференцион ной решетке, конструктивные области которой обладают свойствами электрического заряда. Происходит аккумулирование энергии в течение длительного времени. Рост на пряженности поля в интерференционной решетке приводит к образованию вторичных структур как с более низкой напряженностью на достаточном удалении от источников, так и с высокими напряженностями и частотами внутри первичного плазмоида.

Помимо чисто механических процессов в инфразвуковых интерференционных решетках, эти явления сопровождаются значительными электромагнитными события ми, т.к. движущиеся в магнитном поле среды обладают большой совокупностью гидро динамических мод колебаний и генерацией электретов.

Атмосфера Земли является наиболее чувствительным структурным элементом планеты, и ее динамические процессы не только определяются тектоникой геосреды, но и, наоборот, могут провоцировать тектонические процессы. Помимо традиционно изучаемых радиационного баланса и термодинамической релаксации, на динамику ат мосферных процессов влияют флуктуации напряженностей внешних механических и магнитных полей, являющихся Фурье-импульсами гармонических компонент. Причем за рамками атмогеохимических исследований до сих пор остается влияние вариаций магнитного поля, которые могут оказывать очень мощное воздействие на атмосферу вследствие активных магнитных свойств существенной газовой компоненты – атомов кислорода. Это влияние достаточно детально описывается в рамках классической фи зики и сводится к тому, что парамагнетик, каковым является молекулярный кислород, во внешнем магнитном поле снижает свою температуру при уменьшении напряженно сти поля. Примечательно, что физические условия для проявления данного эффекта сводятся к требованию не очень высоких напряженностей магнитного поля, чтобы не возникло насыщения, и не очень низких температур, чтобы кислород сохранял пара магнитные свойства. Эти условия как нельзя лучше соответствуют условиям земной атмосферы. Возрастание степени ионизации атмосферы, например, под действием зем летрясения, вулканизма, восходящего Солнца сопровождается понижением напряжен ности магнитного поля у поверхности Земли за счет индукционных эффектов. Им пульсное (при Фурье суммировании) изменение магнитосферы Земли теоретически может достигать значительных масштабов, что также должно сопровождаться мас штабными температурными эффектами. Это как раз и зафиксировано учеными НАСА.

Важно и то, что понижение температуры атмосферного кислорода, т.е. уменьшение его энергии, обусловлено необратимым выносом из тектоносферы энергии. По подсчетам даже нулевого уровня этот эффект вовсе не мал, особенно в совокупности с эффектом выноса из активных зон Земли огромных масс пыли, оксидов углерода, азота и серы.

Эти результаты необходимо учитывать в геологической истории осадочных фаций и атмосферы, а также при прогнозе глобальных потеплений вследствие циклически соз даваемого атмогеохимическими поллютантами парникового эффекта.

В последние годы интенсивные работы ведутся в области физики пылегазовых облаков в современной атмосфере, свойств пылевой плазмы и процессов протекающих в ней с точки зрения фундаментальной физики и с позиции новых технологий получе ния тонких пленок и частиц с размерами наномасштабного диапазона. Так, С.И. Коп нин, изучая звуковые возмущения в запыленной плазме, установил связь конвективно го переноса заряженных мелкодисперсных пылевых частиц вулканического и другого происхождения с низкочастотными звуковыми возмущениями (ниже 25 Гц). Он пред ложил модель, описывающую с позиции волновой теории процессы движения мелко дисперсных пылевых частиц в плазме запыленной атмосферы и показал возможность существования пылевых звуковых солитонов в плазме запыленной атмосферы [7].

Регистрируемые поллютанты являются диэлектриками, способными к поляриза ции. Поляризацией диэлектрика называется процесс ориентации диполей или появле ния под воздействием внешнего электрического поля ориентированных по полю дипо лей. Вещества в состоянии поляризации, созданной тем или иным способом на дли тельное время, что позволяет использовать такие диэлектрики как источники электри ческого поля, называются электретами [13]. История изучения электретов очень длин ная и весьма поучительная. Теоретические предсказания электретов в природе сделал английский физик О. Хэвисайд в 1896 г., а их экспериментальное открытие осуществил японский физик М. Егучи в 1920 г., он также обосновал их актуальность для новой техники.

В геодинамически активных зонах под действием катастрофических факторов происходит высвобождение огромных масс сейсмической энергии. Процесс сопровож дается диспергацией минералов и горных пород до нано-и субмикрозернистых взвесей, которые способны к электризации и переходу в электреты различных генетических ти пов (механоэлектреты, термоэлектреты, электроэлектреты, фотоэлектреты, радиоэлек треты, трибоэлектреты, плазмоэлектреты).

По структурной классификации эти вещества относятся к разным молекулярным группам диэлектриков: 1 группа – N2, H2, O2, CO2, CH4…;

вторая группа – CO, SO2, H2O, NH3;

третья группа – неорганическая пыль. Соответственно трех групп диэлек триков различают три вида поляризации. Мерой полярности служит физическая вели чина, называемая электрическим моментом. Этот параметр является важным парамет ром электретов, он также отвечает за геометрическую структуру молекул. Так, молеку ла CO2 неполярная, а молекула SO2, обладает электрическим моментом диполя. Это значит, что молекулаCO2 имеет линейную структуру, а электреты из молекулы SO2, об ладают угловым строением.

Исследуемый ряд веществ очень давно изучается, и не случайно. Начиналось это с открытия взрывчатых веществ и дымного (черного) пороха. Последний состоит из тонкой смеси трех веществ: угля, серы и нитрата калия (соли азотной кислоты), Под действием искры в замкнутом объеме эта смесь взрывается, и это есть модель подзем ной грозы. Азотная кислота образуется в результате реакции диоксида азота с каплями воды, выжимаемыми из уплотняющихся пород. Этот процесс изучен экспериментально.

Из теоретической сферы основные электреты ускоренно переходят в новую тех нику. Так, CO2 –лазеры являются одними из самых мощных лазеров. Сейчас в их се мействе уже семь типов. Сера в качестве фотоэлектрета широко используется в элек трофотографии. Появление, например, сейсмотомографии определило переход геофи зики и геодинамики на новый уровень.

В середине 80-х годов родилась глубинная гео динамика, ставшая самым молодым и перспективным направлением в геоэкологии и в целом в науках о Земле. Сейсмотомографические модели земных недр для глубин 100 и 310 км [17] позволили уточнить глубинную петрологию планеты. Вверху, на глубине 100 км верхняя мантия разогрета под границами плит и в особенности под срединно океаническими хребтами (здесь низкие сейсмические скорости). Дистанционные спут никовые измерения с помощью системы GPS (Global Positioning System) подтвердили пере мещения литосферных плит. В решении актуальных задач этот метод комплексуется с физической геохимией, экспериментальной минералогией и спутниковыми исследова ниями. Создана аппаратура, позволяющая моделировать кинетику фазовых переходов при давлениях и температурах, отвечающих глубинам мантии и ядра.

Новые научные достижения активно используются в учебном процессе. Геологи и геохимики НИ ТГУ, изучая дисциплину «Быстропротекающие геологические процес сы», учатся системно мыслить и осваивают методы моделирования стихийных и ката строфических природных и техногенных процессов.

Литература 1. Адушкин В.В., Андреев С.Н., Попель С.И. Кавитационный и кавитационно абляционный механизмы формирования минеральных нано- и микросферул в земной коре / Нано- и микромасштабные частицы в геофизических процессах – М.: МФТИ, 2006. – С. 9–18.

2. Адушкин В.В.,Спивак А.А. К механизму генерации электрических импульсов при деформационных процессах в разломных зонах земной коры. – ДАН, 2012. – Том 447. – № 2. – С. 210–213.

3. Арефьев К.П., Заверткин С.Д., Сальников В.Н. Термостимулированные электромаг нитные явления в кристаллах и гетерогенных материалах. – Томск: STT, 2001. – 340 с.

4. Беседина Ю.Н., Попель С.И. Нано- и микромасштабные частицы в среде обитания / Нано- и микромасштабные частицы в геофизических процессах – М.: МФТИ, 2006. – С. 19–27.

5. Воробьев А.А. О возможности электрических разрядов в недрах Земли // Геология и геофизика. – 1970. – № 12. – С. 3–13.

6. Заверткин С.Д., Сальников В.Н., АрефьевК.П. Электромагнитная эмиссия при фазо вых переходах в минералах и диэлектрических материалах. – Томск: ТПУ, 2010. – 397 с.

7. Копнин С.И. Пылевые звуковые возмущения в запыленной плазме и их проявления:

Автореф. дис. канд. физ.-мат. наук. – Долгопрудный, 2008. – 20 с.

8. Локтюшин А.А., Мананков А.В. Пространственно-замкнутые динамические структу ры. – Томск: Изд-во ТГУ, 1996. – 123 с.

9.Мананков А.В., Сальников В.Н. Исследования процессов ситаллизации в стеклах пи роксенового состава методом электропроводности, ТСТ и радиоизлучения // Матер.

Всес. симп. «Катализированная кристаллизация стекол». – М., 1978. – С. 31–33.

10. Мананков А.В., Сальников В.Н. Электропроводность и электромагнитная эмиссия пироксеновых стекол и ситаллов при высоких температурах // Физика и химия стекла.

1996. – Т. 22. – № 4. – С.528–535.

11. Мананков А.В., Сальников В.Н. Электрофизические методы исследования минера лов и композиционных материалов / Современные методы минералого-геохимических исследований как основа выявления новых типов руд и технологий их комплексного освоения. – СПб: Изд-во СПбГУ, 2006. – С. 196–198.

12. Нано- и микромасштабные частицы в геофизических процессах / под ред.

В.В. Адушкина – М.:МФТИ, 2006. – 134 с.

13.Орешкин П.Т. Физика полупроводников и диэлектриков. – М.: «ВШ», 1977. – 448 с.

14.Сальников В.Н., Мананков А.В. Определение температур превращений в техниче ских и пироксеновых стеклах методом регистрации проводимости синхронно с им пульсным электромагнитным излучением / Труды Украинского ин-та стекла. – Кон стантиновка, 1994. – С.159–170.

15. Сальников В.Н, Арефьев К.П., Заверткин С.Д. и др. Самоорганизация физико химических процессов в диэлектрических природно-техногенных средах. – Томск: STT, 2006. – 524 с.

16.УсовМ.А. Геотектоническая теория саморазвития материи Земли // Изв. АНСССР, сер. геол. – 1940. – № 1. – С. 3–11.

17. Montagner J.P. Effect of a plume on long period surface waves computed with normal modes coupling // Physics of the Earth and Planetary Interiors. 119.2000. – P. 57–74.

МЕЖГЕОСФЕРНЫЕ ЯВЛЕНИЯ ПРИ ДЕФОРМАЦИОННЫХ ПРОЦЕССАХ В ЗЕМНОЙ КОРЕ А.В. Мананков Томский государственный университет, Россия E-mail: mav.39@mail.ru Достоверность теоретических представлений, должна проверяться эксперимен тальными исследованиями и практикой. Наиболее актуальной проблемой, связанной с биосферой, является проблема проявления опасных стихий и природных катастроф.

Если катастрофы неизбежны, важно понять, какова их физическая природа, как часто они случаются, какова степень их воздействия на биосферу. Академик В.И. Вернадский утверждал: «Земная поверхностная оболочка не может рассматриваться как область только вещества, это область энергии».

Сейчас принято, что природные процессы и явления, включая БПГП – это слож ные нелинейные системы, их взаимодействия лежат в основе геологического развития Земли. С другой стороны, они являются основным источником стихийных бедствий и катастроф. В начале ХХI в. геологические стихии в виде БПГП природного и техноген ного происхождения вошли в ряд важнейших естественнонаучных и политических проблем, и наряду с военными угрозами официально достигли уровня важнейших стра тегических рисков страны. Жизнь убеждает, что человек на Земле превысил свои пол номочия. Сейчас выявлено не менее 100 видов катастроф, частота и мощность их рас тет почти по экспоненте [1].

До недавнего времени усилия многих стран, включая и Россию, были направлены на ликвидацию последствий БПГП, оказание помощи пострадавшим, организацию спа сательных работ, предоставление материальных, технических, медицинских услуг и т.п. Однако, необратимый скачек динамика БПГП и сопутствующих ущербов сделали эти усилия практически неэффективными. Созрела в качестве приоритетной новая за дача: прогнозирование и предупреждение природных катастроф. Она становится дос тупной также благодаря тому, что наука выходит на новые рубежи в своем развитии.

Центральное место в новой стратегии занимают проблемы разработки на уровне сис темного анализа и теории катастроф научных основ оценки и управления природными рисками.

В настоящее время выявлены элементы ритмичности геологических катастроф.

Самые мощные из них выступают естественными границами геохронологической шка лы [2]. Геологические катастрофы более низкого порядка связывают с резкими скачка ми изотопа 14С. Этот эффект объясняют по-разному. Или это результат взрывов сверх новых звезд, когда заряженные частицы плазмы воздействуют на молекулы атмосфер ных газов;

или они – продукт массированных вулканических выбросов глубинных ио низированных газов. Из теоретических соображений [3] нами выделяется третий меха низм аномальных скачков изотопа 14С – мощные землетрясения в зонах влияния глу бинных разломов во время разгрузки динамомеханических напряжений и интенсивных релаксационных процессов, генерирующих электрофизические и сейсмические эффекты [4].

Многочисленные работы представляют результаты изучения природных и техно генных источников нано- и микромасштабных частиц в атмосфере, механизмов подъе ма пылевых частиц на высоты околоземного слоя и их глобального транспорта. При этом важным моментом является выяснение временной динамики потока аэрозолей и газов. В качестве объекта нами выбрана сложная природная система, включающая межгеосферные взаимодействия. Она приурочена к коллизионной зоне активного вул канизма, расположенной на территории Тувинской Республики РФ.

Известные сведения о резких колебаниях упругих свойств жестких горных пород и физико-химических параметров, в первую очередь, подъем температуры приземной атмосферы над эпицентром землетрясений позволили нам сформулировать гипотезу о межгеосферных воздействиях этих природных процессов и, в частности, на атмогео химические свойства воздушной атмосферы.

Для проверки этой гипотезы и получения конкретных количественных парамет ров обработаны статистические материалы регионального и локального экогеохимиче ского мониторинга атмосферного воздуха за 14 лет, включая два крупных землетрясе ния – 1991 и 1995 гг. (аналогичных землетрясению 27 декабря 2011 г.) в коллизионной зоне.

В теоретической геоэкологии важная роль придается процессам трансформации геологической среды и их последствиям, в частности, геолого-тектоническим и гео морфологическим особенностям территории, в значительной мере формирующим ос новные природные факторы, ответственные за состояние атмосферного воздуха. Тер ритория Тувинской Республики (ТР) расположена в центре азиатского материка, явля ется колоссально расчлененной горной страной с межгорными депрессиями сложного геологического строения. В целом колебания высот охватывают интервал от 250 до 4000 м.

По характеру рельефа территории ТР делится на две части: западную, включаю щую Тувинскую котловину в окружении горных хребтов Западного и Восточного Сая на, Западного и Восточного Танну-Ола и других, и восточную –горную. Примерно 82 % территории РТ занято горами и межгорными впадинами, а 18 % составляют отно сительно пониженные и выровненные геоморфологические формы – денудационные цокольные равнины, большие котловины, межгорные долины второго и третьего порядка.

Горные хребты и нагорья четко расчленяются широтными и северо-западными долго живущими глубинными разломами, которые местами отчетливо декорируются депрессиями и долинами рек Бий-Хем, Каа-Хем и др. Именно на пересечении этих раз ломов в верховьях Бий-Хема в районе хребта академика Обручева, в 100 км восточнее г. Кызыла 27 декабря 2011 г. около 23.20 ночи произошло крупнейшее за многие годы землетрясение с гипоцентром на глубине от 10 до 40 км. Отголоски этого катастрофи ческого процесса в виде подземных толчков через 5–15 минут магнитудой от двух до четырех баллов ощутили жители Хакасии, Красноярска, Кемерово, Алтая, Новосибир ска, Иркутска и Томска. За последующие две недели на территории ТР серия афтершо кового процесса составила 105 более слабых сейсмических толчков.

В результате сильного землетрясения 27 декабря в Кызыле (Республика Тыва) вы явлены повреждения более, чем в 30 муниципальных многоквартирных домах. В част ности, в поврежденных домах зафиксированы многочисленные трещины на фасадных стенах, кирпичных кладках, цементных заделках межпанельных швов, на самонесущих фасадных плитах, отмечены нарушения известкового слоя, смещение брусов оконных проемов, разгерметизация межпанельных швов, деформация штукатурного слоя, тре щины по штукатурке, осадка кровли. От сейсмического события больше всего жилых домов пострадало на улице Кочетова – 8 объектов и на улице Московской – 7 объектов.

Кроме того, на Кызылской ТЭЦ, постройки 1958 года, выявлены трещины в панельных швах зданий и в кирпичной кладке машинного зала турбинного цеха.

Наиболее вероятная причина катастрофы – разгрузка механических напряжений в неоднородном по своему составу коллизионном поясе – области литосферы централь ной Азии на юге Сибирской плиты, в которую «въезжает» Индийская плита. Движение индийской плиты происходит со скоростью 3–4 сантиметра в год, и оно будет продол жаться еще десятки миллионов лет. В горных районах движения и небольшие сдвиги литосферы происходят постоянно, и это необходимо для сохранения гор на Земле. Ведь скорость их разрушения по геологическим меркам настолько высока, что без постоян ного роста из-за деформаций литосферы они давно превратились бы в равнины, – что и произойдет после остановки движения индийской плиты. Коллизионный пояс литосфе ры в Азии, в которую движется Индия, постоянно деформируется, начиная с раннепро терозойского времени (Дербинский, Чжаргалантский гранитные, гранодиоритовые комплексы). Эти деформации вызывают образование горных систем и мощные механи ческие напряжения в земной коре, которые и приводят к землетрясениям.

Сибирская плита местами немного «зубчатая», поэтому во время движения индо станской плиты возникает не только сжатие, но и растяжение, поскольку плита Индии движется не фронтально, а под углом. Бусингольское землетрясение, произошедшее в одной из впадин Восточного Саяна ровно двадцать лет назад (27 декабря 1991 года), по силе и механизму, аналогично произошедшему в Тыве.

Наиболее мощные геоктивные разломы рассекают земную кору здесь на глубину до 70 километров и тянутся от структур Байкальской рифтовой зоны через весь Запад ный Саян до Минусинских котловин и Горного Алтая. Глубина таких землетрясений, на которой происходят движения земных блоков, составляет по последним оценкам около десяти километров, так как под ними находятся более пластичные породы.

По прогнозам сейсмологов, подземные толчки будут продолжаться в РТ еще в те чение двух-трех месяцев, но их сила и частота будут уменьшаться. По данным монито ринга и сейсмического районирования Геофизической службы РАН восточная часть Тувы, практически рядом с Кызылом, является наиболее сейсмоопасным районом: 9 бальная зона по сотрясаемости (видимый уровень разрушений) и магнитудой выше се ми. Такие землетрясения повторяются в этом районе с периодичностью раз в десятки лет. За последние 20 лет в РТ зафиксировано 218 сейсмических событий. Из них два – в 1991 и в 1995 годах – были идентичны по своей мощности землетрясению 27 декабря 2011 г.

По результатам анализа атмогеохимических данных за многие годы нами уста новлена корреляционная связь двух предпоследних землетрясений с качеством атмо сферы. Суммарные количества основных загрязнителей (пыль, оксиды углерода, серы и азота) на территории РТ и г. Кызыла в эти годы (1991 и 1995) резко возрастали до ано мально высоких значений (табл.).

Таблица Динамика загрязнения приземной атмосферы г. Кызыла и Республики Тыва № п/п Год Республика Тыва Город Кызыл тыс. т % к среднему тыс. т % к среднему за 14 лет за 14 лет 1 1988 100,81 33, 2 1989 105,39 33, 3 1990 146,39 133,2 38,30 99, 4 1991 150,16 136,6 46,05 119, 5 1992 130,11 118,4 40,08 104, 6 1993 115,00 35, 7 1994 105,20 37, 8 1995 133,51 121,5 43,84 133, 9 1996 113,31 101,5 46,79 121, 10 1997 89,48 45,36 117, 11 1998 87,69 44, 12 1999 87,92 44, 13 2000 87,20 44, 14 2001 87,10 44, Таким образом, по результатам регионального и локального атмогеохимического мониторинга суммарные средние значения основных полютантов: пыли, оксидов угле рода, серы и азота в приземной атмосфере сейсмоактивной коллизионной зоны на тер ритории РТ в годы землетрясений достигают аномальных значений (119,6–136,6 %.).

Эти данные применимы для повышения эффективности моделирования и системного анализа для обеспечения безопасности и снижения риска от БПГП.

Из тропосферы аномальные количества этих поллютантов в виде нано- и микро масштабных частиц под воздействием конвективных потоков могут подниматься вверх, достигая стратосферы и ионосферы. И тогда они могут оказывать глобальное влияние.

В первую очередь, они генерируют глобальные электромагнитные резонансы – так на зываемые шумановские резонансы. Интерес к шумановскому резонатору стал всеоб щим с 1990 г., когда его признали биологически значимым (его частоты попадают в диапазон собственных колебаний биотоков мозга: альфа-ритма и бета-ритма), а также начали использовать в качестве глобального тропического термометра.

Литература 1. Мананков А.В. Основы экологии. Теория, факторы, законы, кризисы и их преодоле ние: Учебное пособие с грифом МО и ПО РФ. – Томск: ТГАСУ, 1998.–268 с.

2. Мананков А.В. Экология: Учебное пособие с грифом УМО для студентов. – Томск:

ТГАСУ, 2003. – 140 с.

3. Мананков А.В. Итоги изучения быстропротекающих геологических процессов // Раз витие минерально-сырьевой базы Сибири: от В.А. Обручева, М.А. Усова, Н.Н. Урван цева до наших дней. Матер. форума. – Томск: ТПУ, 2013. – (данный сборник).

4. Мананков А.В. Геологическая среда и техносфера: квантовые процессы: самооргани зация. – Томск: ТГАСУ, 2012. – 448 с НИЖНЕПРОТЕРОЗОЙСКИЕ МЕТАОСАДОЧНЫЕ КОМПЛЕКСЫ ЮГО-ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЫ СИБИРСКОГО КРАТОНА: СТРОЕНИЕ И СОСТАВ, ИСТОЧНИКИ СНОСА, ВОЗРАСТНЫЕ РУБЕЖИ ФОРМИРОВАНИЯ, ОСОБЕННОСТИ МЕТАЛЛОГЕНИИ А.Д. Ножкин, Н.В. Дмитриева, О.М. Туркина Институт геологии и минералогии СО РАН, Россия, E-mail: nozhkin@igm.ru В раннем протерозое на западной периферии Сибирского кратона происходило формирование протяженного (~1500 км) Ангарского окраинно-континентального складчатого пояса, включающего метаосадочные, метаосадочно-вулканогенные и гра нитоидные комплексы Енисейского кряжа и Присаянья [4]. Метаосадочные, сущест венно терригенные толщи развиты на территории Присаянского, Ангаро-Канского вы ступов фундамента кратона и в основании рифея Заангарья Енисейского кряжа. Эти отложения формировались в пределах крупных эпиконтинентальных осадочных бас сейнов, в последующем они в разной степени метаморфизованы от зеленосланцевой до амфиболитовой фации.

В Присаянье нижнепротерозойские отложения распространены в Бирюсинском блоке, где слагают довольно крупный (~5500 км2) Туманшетский прогиб среди архей ского мигматит-гнейсового кристаллического основания.

Палеопротерозойский квар цит-сланцево-гнейсовый комплекс с горизонтами мраморов (неройская серия) подраз деляется на алхадырскую и туманшетскую свиты. Алхадырская свита, с перерывом за легающая на мигматит-гнейсовом хайламинском комплексе, представлена слюдяными сланцами, гранат-двуслюдяными ± Ст ± Дист ± Сил и гранат-биотитовыми гнейсами, пластами мраморов, кальцифиров, кварцитов и амфиболитов. Туманшетская свита сложена кварцитовидными песчаниками с прослоями гравелитов, алевросланцами, черными углеродистыми сланцами, мраморизованными известняками, а также слюдя ными сланцами, в зонах повышенного метаморфизма с гранатом, хлоритоидом, ставро литом. Метаморфизм пород неройской серии отвечает дистеновому фациальному типу с отчетливо проявленной зональностью (от хлоритовой до ставролитовой зон). На ос новании геологического положения осадочных толщ, строения разрезов и состава по род можно заключить, что формирование протолитов неройской серии происходило в эпиконтинентальных мелководных условиях.

Реконструкция первичной природы и характера протолитов метаосадков показа ла, что исходные отложения нижней части разреза (алхадырская свита) отвечают как петрогенным («first cycle»), так и рециклированным осадкам ряда от граувакков до алевролитов и глиноземистых пелитов. Протолиты слюдяных и углеродистых сланцев верхней части разреза (туманшетская свита) соответствуют алевропелитам и пелитам.

Для них характерны значения K2O/Al2O3 0,3 и повышенные концентрации Th, что свидетельствует о формировании тонкозернистых пород с участием процессов рецик линга. Распределение редких и редкоземельных элементов (РЗЭ) в метатерригенных породах неройской серии свидетельствует о преобладании в области сноса кислых по род, а отчетливый европиевый минимум в спектрах РЗЭ изученных метаосадков указы вает на наличие в области эрозии гранитоидов – продуктов внутрикорового плавления.

Для пород алхадырской свиты установлены также повышенные содержания Cr, Co, Ni, Sc, Fe, свидетельствующие о развитии в питающей провинции базитов. Сопоставление содержаний ряда редких элементов и их отношений в породах неройской серии со зна чениями этих же параметров в архейской и палеопротерозойской континентальной верхней коре позволило установить, что метаосадочные породы неройской серии обра зовались за счет размыва достаточно зрелых (геохимически дифференцированных) субстратов, аналогичных коре палеопротерозоя. Это подтверждается и повышенными ( 1,5) кларками концентраций Th, РЗЭ и Y в тонкозернистых породах неройской се рии, а в туманшетской дополнительно – K, Rb, Zr, Hf и Nb [2].

Анализ Sm-Nd изотопных данных свидетельствует о том, что одним из компонен тов питающей провинции для терригенных осадков неройской серии служили архей ские породы, аналогичные породам фундамента Бирюсинского блока с Nd модельными возрастами в интервале 2,7–2,6 млрд. лет. Вторым компонентом в питающей провин ции могла быть ювенильная палеопротерозойская кора с модельным Nd возрастом ~1,9 млрд. лет, представленная, вероятно, метавулканическими ассоциациями грабенов и прогибов, обрамляющих Бирюсинский блок. Минимальные величины Nd модельного возраста для метатерригенных пород неройской серии определяют нижнюю границу осадконакопления не древнее 1,9 млрд. лет [2]. U-Pb изотопные возрасты для обломоч ных цирконов, выделенных из метатерригенного сланца туманшетской свиты, опреде ленные методом LA-ICP-MS, подтверждают Sm-Nd изотопные данные. Выделяются две большие группы цирконов. Средневзвешенный возраст наиболее молодых палео протерозойских цирконов составляет 1,85 млрд. лет. Архейские цирконы характеризу ются диапазоном возраста от 2,5 до 3,1 млрд. лет с преобладанием неоархейских (2,7– 2,6 млрд. лет) зерен.

В Енисейском кряже метаморфизованные терригенные породы нижнего протеро зоя развиты в Ангаро-Канском блоке, где слагают енисейский сланцево-гнейсовый комплекс. Севернее р. Ангары гнейсы и кристаллосланцы обнажаются в Приенисей ском и Центральном поднятиях и выделяются в качестве дорифейской гаревской тол щи. Восточнее в Панимбинском поднятии распространены метаморфизованные высо коглиноземистые терригенные и глинисто-карбонатные отложения тейской серии (со ответственно, свита хребта Карпинского и пенченгинская), сформированные на рубеже раннего и позднего докембрия. Енисейский комплекс (серия) расчленяется на три тол щи: амфиболит-мрамор-парагнейсовую (вулканогенно-карбонатно-терригенную), ам фиболит-ортогнейсовую (вулканогенную) и парагнейсовую (терригенную). Минераль ные ассоциации енисейского комплекса свидетельствуют о метаморфизме исходных пород в условиях амфиболитовой фации. Химический состав биотитовых (±Гр±Сил) гнейсов первой толщи отвечает пелитам и алевропелитам, а двуслюдяных сланцев третьей толщи – алевропелитам и алевролитам. U-Pb возраст цирконов из проб ортог нейсов свидетельствует о раннепротерозойском возрасте пород енисейской серии [1].

Датирование U-Pb методом детритовых цирконов из палеопротерозойских метао садочных пород выявило следующие особенности. В образце метаосадков вулканоген но-осадочной толщи установлены цирконы только палеопротерозойского возраста, среди которых доминируют зерна со средневзвешенным возрастом ~1,84 млрд. лет.

Цирконы с возрастом 2,1–2,4 млрд. лет составляют 13 %. В другом образце метаосад ков (третьей терригенной толщи) также преобладают палеопротерозойские цирконы.

Средневзвешенный возраст 36 наиболее молодых цирконов составляет 1,87 млрд. лет.

В этих метаосадках представлены и архейские детритовые цирконы широкого возрас тного диапазона от 2,5 до 3,2 млрд. лет.

Гаревская толща представлена кварц-биотитовыми (±Му±Гр±Сил) сланцами, биотитовыми (±Гр±Амф) гнейсами и плагиогнейсами, чередующимися с пластами кварцитов, мраморов, кальцифиров и отдельными горизонтами амфиболитов (метаба зальтов) [5]. Породы метаморфизованы преимущественно в условиях амфиболитовой фации. Гаревская толща несогласно перекрыта отложениями тейской серии и рифей ского мегакомплекса. Коррелируется она с нижней существенно метатерригенной тол щей енисейского комплекса. Модельный возраст источников сноса палеопроетрозой ский, TNd(DM) составляет 1,9–2,3 млрд. лет, что определяет и нижнюю возрастную границу процесса осадконакопления (не древнее 1,9 млрд. лет).

Свита хр. Карпинского тейской серии сложена биотитовыми (±Гр), высокоглино земистыми гранат-биотитовыми (±Му±Сил±Анд±Ст±Граф) сланцами с прослоями кварцитов [5]. U-Pb (SHRIMP-II) возраст цирконов, выделенных из метапелитов, со ставляет от 2043 до 1962 млн. лет [3] и определяет нижнюю возрастную границу фор мирования протолита. Судя по неодимовым изотопным данным (TNd(DM) = 2,5 и 2,3 млрд. лет и Nd = –5,3 и–2,2, основным источником терригенного материала во время накопления глиноземистых метапелитов этой свиты служила палеопротерозой ская кора. Пенченгинская (рязановская) свита представлена кварц-биотитовыми (±Гр) (часто графитистыми), биотит-амфиболовыми кристаллическими сланцами, переслаи вающимися с кальцитовыми мраморами и слюдисто-амфибол-карбонатными сланцами.

Свита включает субвулканические тела амфиболитов (метадолеритов), по петрогеохи мическим признакам близким к траппам древних платформ. K-Ar возраст слюд из мик росланцев составляет 1660–1680 млн. лет, что может характеризовать одну из послед них эпох проявления метаморфизма. Модельный возраст метапелитов 2,0–2,3 свиде тельствует о палеопротерозойском возрасте источника сноса обломочного материала, а минимальное значение модельного возраста (2 млрд. лет) определяет максимальную нижнюю границу осадконакопления. Породы пенченгинской свиты в бассейне р. Теи перекрываются конгломератами кординской свиты сухопитской серии мезопротерозоя.

Приведенные изотопно-геохронологические данные свидетельствуют о том, что образование нижнепротерозойских осадков происходило во время и после главного этапа гранитоидного магматизма и орогенического события в блоках фундамента юго западной части Сибирского кратона. Источниками сноса, судя по возрасту детритовых цирконов, служили как архейские, так и палеопротерозойские магматические и мета морфические породы.

Нижнепротерозойские карбонатно-терригенные комплексы с углеродистыми и высокоглиноземистыми формациями геохимически специализированы на радиоактив ные, благородные, некоторые редкие (Li, W) и цветные (Pb, Zn) металлы, а также на глиноземистое сырье. Наиболее высокой (до 20–35 г/т) ториеносностью обладают вы сокоглиноземистые метапелиты, являющиеся одним из основных источников Th, кон центрирующегося в гранитогнейсовых куполах. Ураном обогащены (до 10–20 г/т) уг леродистые отложения. С процессами метаморфизма углеродистых терригенных толщ в Енисейском кряже и Присаянье связаны урановые концентрации. Это или тектонизи рованные углеродистые метапелиты, или углеродисто-слюдистые кварциты с сульфид но-урановой минерализацией.

В нижнепротерозойских толщах Енисейского кряжа сосредоточена определенная часть руд Au главной золотоносной полосы. Имеется ряд рудопроявлений и месторож дений Au, которые размещены вблизи границы несогласия нижне- и верхнепротерозой ских комплексов. Оруденение стратиформное и приурочено к разным горизонтам сульфидизированных карбонатно-терригенных и терригенных углеродистых сланцев.

Этот тип золотого оруденения в фундаменте рифея Енисейского кряжа может быть весьма перспективным и, очевидно, косвенно связан с золотоносностью формаций ар хейских зеленокаменных поясов, развитых, судя по геолого-геофизическим признакам [4], в кристаллическом основании западной окраины кратона.

С процессами седиментации и метаморфизма нижнепротерозойских осадочных толщ связаны месторождения железистых кварцитов (Таежное, Кукшерское и др., в Присаянье), баритовых, полиметаллических руд (в туманшетской свите Присаянья), родонита (Большегремяченское в Енисейском кряже), глиноземистого сырья – силли манита (Тейское, Нойбинское, в Енисейском кряже) и дистена (Тагульское, Гутарское, в Присаянье), а также стратиформные проявления шеелита. Процессами метаморфизма обусловлено формирование крупного Гутаро-Бирюсинского пояса мусковитовых пегматитов.

В заключение необходимо отметить, что раннепротерозойская эпоха отличалась наиболее мощным поступлением редких и радиоактивных элементов в верхнюю обо лочку коры в процессе формирования протяженного (~2500 км) Южносибирского поя са постколлизионных Na-K-ых гранитоидов, размещенных в раннедокембрийских ме таморфических толщах. Важным следствием этого процесса явилась дальнейшая сиа лизация коры, усиление степени ее геохимической дифференцированности – одного из главных факторов ее металлогенической специализации. Это вселяет уверенность о вы соких и еще далеко не раскрытых потенциальных минеральных ресурсах Ангарского складчатого пояса.

Работа выполнена в рамках программы VIII 66.1 при финансовой поддержке РФФ (проект 08-05-00521).

Литература 1. Бибикова Е.В., Грачева Т.В., Макаров В.А., Ножкин А.Д. Возрастные рубежи в геологической эволюции раннего докембрия Енисейского кряжа // Стратиграфия и гео логическая корреляция. – 1993. – Т. 1. – № 1 – С. 35–40.

2. Дмитриева Н.В., Ножкин А.Д. Геохимия палеопротерозойских метатерригенных пород Бирюсинского блока юго-западной части Сибирского кратона // Литология и по лезные ископаемые. – 2012. – № 2. – С. 156–179.

3. Лиханов И.И., Ревердатто В.В., Вершинин А.Е. Геохимия, природа, возраст прото лита нижнепротерозойских железисто-глинистых метапелитов Заангарья Енисейского кряжа // ДАН. – 2010. – Т. 433, № 3. – С. 378–385.

4. Ножкин А.Д. Раннепротерозойские окраинно-континентальные комплексы Ангар ского складчатого пояса и особенности их металлогении // Геология и геофизика. – 1999. – Т. 40. – № 11. – С. 1524–1544.

5. Ножкин А.Д., Маслов А.В., Дмитриева Н.В., Ронкин Ю.Л. Дорифейские метапели ты Енисейского кряжа: химический состав, источники сноса, палеогеодинамика // Гео химия. – 2012. – № 7. – С. 644–682.

ПЕГМАТИТЫ ШОВНЫХ ЗОН КАК ПОЛИГЕННЫЕ И ПОЛИХРОННЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ (НА ПРИМЕРЕ УФАЛЕЙСКОГО МЕТАМОРФИЧЕСКОГО КОМПЛЕКСА, Ю. УРАЛ) В.Н. Огородников, Ю.А. Поленов, А.Н. Савичев Уральский государственный горный университет, Екатеринбург, E-mail: fgg.gl@m.ursmu.ru Как известно, к пегматитовому генетическому типу относятся редкоземельные, редкометальные, слюдоносные, керамические и хрусталеносные пегматиты.

Общепринята геологическая классификация гранитных пегматитов по глубинности:

больших глубин (редкоземельные), глубинные (слюдоносные), умеренных глубин (редкометальные) и малых глубин (керамические и хрусталеносные). Чаще всего эти пегматиты разобщены в пространстве и во времени и поэтому их описание не вызывает затруднений. Но в Уфалейском метаморфическом комплексе все эти генотипы пегматитов оказались совмещены в долгоживущей Слюдяногорской шовной зоне докембрийского заложения и активно функционирующей во время палеозойских коллизионных преобразований.

Формирование Уфалейского гнейсово-амфиболитового комплекса началось с заложения в среднем рифее (1350 млн. лет) субмеридиональной рифтовой структуры.

Его образование сопровождалось развитием метаморфизма, соответствующего гранулитам алданской фации глубинности (парагенезисы включают гиперстен, диопсид, пироповый гранат), завершившегося ультраметаморфизмом [1] с образованием в рифтогенно ограничивающей шовной зоне слюдяногорских щелочных биотитовых гнейсо-гранитов, анортоклазовых гранитов (возраст по микроклину, биотиту 1100–1215 млн. лет [2];

по цирконам из гнейсов 990–1180 млн. лет [3];

различных мигматитов, анортоклазовых пегматитов и полевошпатовых метасоматитов с ураново-редкоземельной минерализацией, представленной иттроэпидотом, с возрастом 1100–1200 млн. лет [4]).

Наиболее яркая особенность таких пегматитов, метасоматитов – приуроченность к глубинным зонам разломов древних щитов и платформ и отсутствие видимой связи с конкретными магматическими телами [5]. В глубинных зонах рифтовых структур градиент температуры и условий дегазации растворов были незначительными. В результате существенное нарушение физико-химического равновесия достигалось лишь на значительном удалении от мест отделения растворов, что и определило пространственный отрыв полевошпатовых (анортоклазовых) метасоматитов от материнских гранитов. В целом полевошпатовый метасоматоз в разломах докембрия характеризуется значительными масштабами. На протяжении шовной зоны, как правило, отмечается несколько участков развития полевошпатовых метасоматитов, несущих ураново-редкоземельную минерализацию, разделенных интервалами с отсутствием метасоматических явлений. По [6, 7], урановое оруденение генетически связано с высокотемпературными гидротермальными калиевыми биотит микроклиновыми метасоматитами, что весьма характерно для «ураноносных пегматитов» докембрийских областей. Ураноносные микроклиниты (анортоклазиты) разломов фундамента докембрийских платформ являются наиболее древними, глубинными и высокотемпературными образованиями в ряду других формаций ураноносных метасоматитов.

Изучение литературных данных показало, что типичные щелочные комплексы и сопровождающие их карбонатные метасоматиты с редкометальной и редкоземельной минерализацией начинают проявляться в докембрии с раннего протерозоя, однако их массовое распространение связано с рифейской эпохой и сопряжено с интенсивно проявленными процессами рифтогенеза [5].

Рифейские гранитоиды и пегматоидные тела в Уфалейском комплексе смяты в пологие складки при последующих коллизиях и будинированы. В будинах, сложенных крупнокристаллическим анортоклазом, отчетливо наблюдается «лунная» ирризация.

Тектонические и постмагматические воздействия на щелочные метасоматиты заверша лось образованием крупнокристаллического иттроэпидота. По мере снижения темпера туры преобразование анортоклазитов сопровождалось карбонатизацией и окварцевани ем, с формированием протяженных тел существенно кальцитового состава и тел мета соматических кварцитов (серебровского типа), характеризующихся повышенным со держанием редкоземельных элементов иттриевой группы.

Геохимические поиски, проведенные группой Д.П. Грознецкого и Е.П. Мельни кова в восточной части Уфалейского метаморфического комплекса, показали, что ще лочные гранитоиды, пегматиты и полевошпатовые метасоматиты имеют бериллиевую, урановую и редкоземельную специализацию. Выявлены комплексные геохимические аномалии, которые включают (в г/т): Y – 50–300;

Zr – 300–1000;

Be – 4–40;

Ba – 1000– 3000;

Nb – 100–300;

Mo – 5–15, при фоновом уровне: Y 10;

Zr – 100;

Be 2;

Ba – 500;

Nb – 40;

Mo – 3.

На завершающей стадии метасоматического преобразования образуются крупно кристаллические кальцитовые метасоматиты, не содержащие собственных редкозе мельных минералов, но концентрирующих редкоземельные элементы в самом кальците – содержание TR = 1500–2900 г/т, в т.ч. 200–500 г/т Y, редкоземельные элементы пре имущественно иттриевого состава, тогда как во вмещающих амфибол-биотитовых гнейсах сумма РЗЭ составляет 300–400 г/т, в т.ч. 80–90 г/т Y, а в анортоклазовых пег матитах TR = 10 г/т, в т.ч. – 5 г/т Y. Кальциты содержат также повышенные содержания Sr = 6700;

Nb до 410;

Mn = 6900 г/т. Повышенные количества SrО, MnO в высокотем пературных кальцитах являются характерным признаком высокотемпературных мета соматитов и по этим параметрам удовлетворяют геохимическим критериям карбонати тов [8]. Высокое содержание редких земель иттриевой группы и иттрия характерно для пневматолитово-гидротермальных образований, связанных со щелочными и субщелоч ными гранитными интрузивами.

Изотопный состав (Sr, Nd, C, O) карбонатных жил Уфалейского комплекса свиде тельствует о связи их с глубинным источником, по своим изотопным параметрам (близкого ЕМ1) характерным для рифтовых зон древних щитов [9].

Подновление рифейских разрывных нарушений произошло в ордовике (480 млн.

лет) в связи с океаническим рифтогенезом. Большинство сложных интрузий сформиро вались в результате последовательного внедрения дифференцировавшейся на глубине магмы, первоначально ультраосновной, затем щелочной. На заключительной стадии магматического цикла расплав обогащался кремнекислотой и калием, что привело к появлению в большинстве массивов нефелиновых и щелочных сиенитов, а в ряде мест и щелочных лейкократовых гранитоидов.

Щелочной магматизм нижнего палеозоя проявлен в западном и восточном обрамлении Уфалейского гнейсово-амфиболитового комплекса в долгоживущих шовных зонах рифейского заложения. К ним приурочены тела сиенитов, сопровождаемых зонами фенитов. Сиениты представлены эгирин-авгитовыми, гастингситовыми щелочными нефелиновыми и лепидомелановыми разностями. В южном выклинивании гранитного тела Козлинных гор выявлены щелочные граниты с эгирином, рибекитом и астрофиллитом. В северо-восточной части Уфалейского блока картируются тела щелочных биотит-магнетитовых гнейсовидных лейкогранитов.

Сиенитовый комплекс, представленный граносиенитами, кварцевыми сиенитами, сиенит-пегматитами и лейкократовыми магнетитовыми гранитами в шовных зонах накладывается на ранние щелочно-гранитные образования среднерифейского возраста.

Абсолютный возраст лейкогранитов, нефелиновых и известково-щелочных сиенитов составляет 450–396 млн лет [10].

Постмагматическая стадия, связанная со становлением сиенитоидов и щелочных гранитов палеозоя, во вмещающих амфиболитах, биотитовых гнейсах, щелочных гранитах и редкоземельных пегматитах проявляется в виде метасоматической альбитизации и флогопитизации. Данные метасоматиты секут анортоклазовые пегматиты и кристаллы иттроэпидота среднерифейского возраста.


С образованием сахаровидных альбититов связано появление ураноносных, иттриевых, тантал-ниобиевых минералов – фергюссонита и колумбита – редкометальных пегматитов. Фергюссонит образует сплошные выделения изометричной формы размером 2–5 см в диаметре, содержащие в виде включений зерна колумбита, ферсмита, иттротанталита.

Химический состав фергюссонита близок к теоретическому составу YNbO4: CaO – 1.40;

MgO – сл;

FeO – 0,36;

TR(Y) – 42,6;

ZrO2 – 0,93;

SiO2 – 0,14;

TiO2 – 0,50;

Nb2O5 – 51,65;

Ta2O5 – 2,50;

H2O – 0,22 – 100,3 % [Минеев, 1959]. Кроме того, нами установлена примесь U = 1,64 % и Th = 0,012 %, Zr = 0,31 %, которые возможно относятся к минеральным примесям в виде циркона, уранинита, колумбита и других минералов, которые установлены рентгеноструктурным анализом в метамиктной массе фергюссонита.

В телах рифейских карбонатных метасоматитов под действием гидротермальных растворов наблюдается перекристаллизация раннего кальцита желтого цвета, с образо ванием прозрачных полигонально зернистых агрегатов кальцита. Перекристаллизация кальцита сопровождается кристаллизацией флогопита, имеющего индукционные грани роста, что свидетельствует об одновременном росте с кальцитом. Среди зерен кальцита и флогопита наблюдаются многочисленные мелкие кристаллики октаэдрического маг нетита и пирротина. Что касается редкометальной и редкоземельной минерализации, то появление ее связано с освобождением Sr, Ba, Mn, P, Се, Y, Nb, Ta и некоторых других элементов из силикатов и рудных минералов, накоплением их в карбонатных метасо матитах палеозойского метасоматического этапа формирования этих тел. Поздние кар бонатные метасоматиты содержат в большом количестве апатит, титано-магнетит, ру тил, титанит, ксенотим, пирохлор, колумбит, новообразованный иттроэпидот, содер жащие в повышенных количествах: Y= 400,7–4729,6;

Nb =1387,6–2920,2;

Ta = 10,2– 86,3;

P = 21,5–2362,4;

Mn =1529,6–6393,7;

U = 4,1–50,4;

U/Th = 10,9–37,0, Zr = 7,2–20,1;

Sr =178,8–1396,9;

Ba =33,3–803,6 г/т Щелочной метасоматоз в амфиболитах и амфибол-биотитовых гнейсах Уфалей ского блока сопровождается интенсивным выносом железа, магния и кальция и переот ложения их в прилегающие зоны с образованием эпидот-амфиболитовых, гранат амфибол-эпидотовых метасоматитов и метасоматических магнетит-кальцитовых и маг нетитовых рудных тел (Маукское, Теплогорское, Уфимское и др.). При образовании магнетитовых руд значительную роль играют процессы кальциевого метасоматоза, со провождающегося интенсивной переработкой амфиболитов. Наблюдается индукцион ная штриховка совместного роста магнетита и кальцита.

Интервал 380–320 млн. лет характеризует раннюю коллизию. В результате тан генциального сжатия Уфалейский гнейсово-амфиболитовый блок был сорван на ниж них горизонтах и перемещен в верхние горизонты земной коры по таганайско указарской шовной зоне смятия в западном направлении. Метаморфическая зональность среднепалеозойского этапа имеет отчетливую линейно-купольную форму, обусловленную развитием таганайско-указарской шовной зоны смятия со смещением теплового фокуса к востоку от нее. Главный коллизионный шов и Серебрянская и Слюдяногорская шовные зоны представляли собой зону разуплотнения с широким развитием процессов гранити зации, мигматизации, многочисленных метаморфогенных жил перекристаллизации, сложенных грануломорфным кварцем, внедрения магматических масс тоналит гранодиоритовой формации с формированием в надкровельном пространстве не вскры тых массивов многочисленных тел слюдоносных, мусковитовых пегматитов с доста точно мощными и протяженными зонами метасоматического мелкозернистого кварца, а также многочисленных кварцевых жил выполнения, сложенных гигантозернистым стекловидным и молочно-белым кварцем с сульфидами (золотосодержащих). Метасомати ческий мелкозернистый кварц тел замещения (уфалейский тип), как и кварц-мусковитовый комплекс слюдоносных пегматитов отчетливо замещает смятые в складки карбонатные ме тасоматиты и сечет крупные зерна магнетита в кальцит-магнетитовых метасоматитах, с но вообразованием мелких октаэдров магнетита. Образуются метасоматические тела кварц магнетитовых кварцитов. Возраст слюды из пегматитов 330–365 млн. лет. Тела метасома тических магнетитовых кварцитов подвергаются плагиогранитизации и секутся дайками плагиогранитов. С гидротермальными образованиями плагиогранитных и гранодиорито вых интрузий, зон кислотного выщелачивания, окварцевания, концентрации редкозе мельных элементов обычно не происходит, что объясняет отсутствие карбонатных мета соматитов во время ранней коллизии и низкий уровень содержания редкоземельных эле ментов в метасоматических кварцево-жильных телах.

Усложнение в метаморфическую зональность внесла позднепалеозойская «жесткая»

коллизия (320–240 млн. лет), основная роль в которой была отведена Главному колли зионному шву. Движения континентов в это время привели к почти полному поглоще нию палеоокеанических структур, и основной теплопоток устремился в шовную зону смятия Главного коллизионного шва и подновленную слюдяногорскую шовную зону, сформировав вдоль них высокотемпературное, до уровня амфиболитовой фации, вы сокобарическое эклогит-сланцевое обрамление Уфалейского гнейсово-амфиболитового комплекса. Этот этап сопровождался становлением микроклиновых нормальных гранитов, с которыми связано образование керамических пегматитов и новообразованных кальцит-доломитовых метасоматитов с ксенотимом, ильменорутилом, рутилом, апати том и имеющих вновь иттриевую специализацию. В зонах ранее сформированных сред нерифейских карбонатных метасоматитов, наложенных на анортоклазовые пегматиты с иттроэпидотом, наблюдается перекристаллизация и новообразование крупных кристаллов иттроэпидота в гранулированном кварце, ксенотима, рутила, апатита, сфена. Возраст нормальных микроклиновых гранитов, керамических пегматитов, метасоматитов и карбонатитов 320–245 млн. лет.

Работа выполнена в рамках Программы фундаментальных исследований № 14 23-24-27 Президиума РАН и Интеграционного проекта «Развитие минерально сырьевой базы России:…)», руководитель проекта академик РАН В. А. Коротеев.

Частичное финансирование осуществлялось по госбюджетной теме 5.4667.2011(Г- УГГУ) «Исследование генетических типов месторождений группы кианита…», руко водитель профессор В.Н.Огородников.

Литература 1. Кейльман Г.А. Мигматитовые комплексы подвижных поясов. М.: Недра, 1974. – 200 с.

2. Овчинников Л.Н. Магматизм, метаморфизм, металлогения Урала. – 1963. – Т.1. – С. 57–83.

3. Краснобаев А.А. Циркон как индикатор геологических процессов. – М.: Наука, 1986. – 186 с.

4. Минеев Д.А. Редкоземельный эпидот из пегматитов Среднего Урала // Докл. АН СССР, – 1959. – Т.127. – № 4. – С. 865–868.

5. Ларин А. М. Редкометальные месторождения докембрия. // ГРМ. – № 4 – 1989. – С. 12–21.

6. Геология месторождений редких элементов. – М. Госгеолтехиздат, 1962. – Вып. 15. – 106 с.

7. Кушев В.Г. Щелочные метасоматиты докембрия. – Л.: Недра, 1970. – 189 с.

8. Балашов Ю.А. Геохимия редкоземельных элементов. – М.: Наука, 1976. – 268 с.

9. Недосекова И.Л., Прибавкин С.В., Пушкарев Е.В. Sr-Nd-C-O изотопные данные и геохимия карбонатитов Ильмено-Вишневогорского щелочного комплекса и Куртинской зоны (Ю.Урал). // Ежегодник-2004. – Екатеринбург: ИГГ УрО РАН, 2005.

– C. 198 – 206.

Шардакова Г.Ю., Шагалов Е.С. Новые данные о возрасте гранитоидов 10.

Нижнеуфалейского массива // Ежегодник-2003. – ИГиГ УрО РАН, 2004. – С. 223 – 226.

ПОИСК ЗАКОНОМЕРНОСТЕЙ ЛИТОГЕНЕЗА И ОСАДОЧНОГО РУДООБРАЗОВАНИЯ КАК ОСНОВНАЯ ЗАДАЧА СИБИРСКОЙ ШКОЛЫ ГЕОЛОГОВ 1 В.В. Параев, Э.А. Еганов Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, Россия Институт нефтегазовой геологии и геофизики СО РАН, Новосибирск, Россия E-mail: paraev@igm.nsc.ru 1. «Российское могущество прирастать будет Сибирью»! Эта знаковая фраза при надлежит нашему великому соотечественнику – М.В. Ломоносову, автору фундамен тальной работы «О слоях земных» [2], послужившей основой российской научной гео логии. В ноябре 2011 г. благодарные потомки отмечали 300-летие со дня его рождения.

Материалы данного форума посвящены также известным юбилярам: В.А Обручеву, М.А. Усову, Н.Н. Урванцеву, которые стояли у истоков зарождения сибирской школы, а сегодня ставшие уже легендой советских геологов.

Ещё в начале XX века, когда молодая советская республика была охвачена пожа ром гражданской войны, нашлись энтузиасты, дерзнувшие воплотить в жизнь знамена тельное предсказание М.В. Ломоносова. В октябре 1918 г. инициативная группа сибир ских и Петроградских геологов провели совещание в г. Томске, где было принято ре шение о создании Сибирского геологического комитета (Сибгеолкома), целью которого стало обеспечение минерально-сырьевой базы страны. Необходимо было наладить раз ведку и добычу минерального сырья. Решение этой грандиозной задачи виделось в ос воении именно Сибирского региона. Так слова великого Ломоносова оказались пророческими.

2. Геологи сибирской школы в прогнозах и поиске полезных ископаемых (ПИ) опирались на принцип сонахождения с ними некоторого набора индикаторов – основ ных поисковых признаков. К индикаторам первостепенной важности относятся, прежде всего, приуроченность ПИ к осадочным толщам определённого возраста и генезиса.

Осадочное рудообразование надёжно коррелируется по типам литогенеза, которые в свою очередь увязываются не только с конкретными формами тектонических структур земной коры, но также зависят от господствующих в данный период палеогеографиче ских и климатических обстановок.

К фундаментальным проблемам геологии относятся вопросы природы циклично сти глобальных геологических процессов долговременного масштаба (в десятки млн.


лет), надёжно фиксируемые по эпохам складчатости, магматизма, изменений климата, вымирания и видовой смены представителей животного и растительного мира, а также различного типа осадконакопления и рудопроявлений.

3. Нами построена диаграмма важнейших геологических событий фанерозоя, в том числе и глобальных изменений климата. На основе эмпирических данных о содер жании органического углерода (Сорг) в осадочных комплексах фанерозоя построен график (рис.1), отражающий периодичность: а) масштабов накопления органических остатков в недрах;

б) выработку биогенного кислорода при фотосинтезе. Обоснование и принцип построения графика изложены в работах [3, 6].

Расчётные данные баланса генерации биогенного кислорода, нанесённые на стра тиграфическую шкалу, выявили глобальные геологические циклы (ГГЦ) до 170 млн.

лет. Графически они представляют собой кривую, подобную синусоиде, состоящую из чередований периодов (в 50–70 млн. лет) затухания и роста интенсивности фотосинте за. Совпадения ГГЦ с продолжительностью геологических эр позволило выявить пе риодичность и тектонической активности земной коры, и особенностей литогенеза, и эпох формирования различного типа месторождений, и критических событий в расти тельном и животном мире [5].

4. Полученная графическая картина объясняется прямой зависимостью темпов производства свободного кислорода от богатства растительного мира, т.е. интенсивно сти процессов фотосинтеза. Данная взаимосвязь позволяет (по количеству захоронён ных органических остатков) судить о буйстве или ущербности растительного мира в какой-либо отрезок геологической истории, об активности фотосинтеза и, следователь но, генерации биогенного кислорода.

Рис. 1. Периодичность и цикличность геологических процессов в фанерозое Планетарные похолодания (в кембрии, позднем ордовике-силуре, девоне, пермо триасе, палеогене) подавляли производство растительности, что и отразилось на графи ке в уменьшении массы УВ оболочки и генерации биогенного кислорода. Эпохи гло бальных похолоданий на Земле исследователи стали называть «зимами нашей плане ты» [1], т.е. условно можно говорить о глобальных геологических зимах. Периоды с буйным расцветом растительности и интенсивным фотосинтезом уподобляются, соот ветственно, также условно «глобальному лету». «Летние и зимние сезоны» (в 50– млн. лет) разделены относительно кратковременными интервалами (10–20 млн. лет) «глобального межсезонья» (весна, осень).

5. Планетарные события и катаклизмы в истории Земли, отражённые в ГГЦ как глобальные (климатические) сезоны, имеют периодичность в десятки миллионов лет.

Процессы такого диапазона не увязываются ни с какими известными геологическими причинами, – нет внутренних (земных) источников энергии столь длительной перио дичности. Цикличность в десятки миллионов лет глобальных событий, кардинально меняющих направленность истории Земли, однозначно указывает на то, что они явля ются лишь геологическим отражением астрофизической цикличности и неоднородно сти внутренней структуры Млечного Пути [5]. В научной литературе начала активно обсуждаться тема галактического года – концепция галацентризма.

С помощью ГГЦ оказалось возможным определять периодичность и циклич ность в эволюционном развитии седиментогенеза, выделяя эпохи угнетённого фото синтеза как время накопления ледниковых отложений, красноцветов, сульфатов и со лей, а периоды активного фотосинтеза – время формирования угленосных и нефтегазо носных отложений [4]. Аналогичные периоды формирования месторождений неизмен но повторяются в геологических циклах, что наглядно видно на рис. 1.

6. «Сезонные» изменения условий осадконакопления в течение «глобального (галактического) года» (цикла: зима, весна, лето, осень) и повторяемость «из года в год» эпох формирования ПИ отражают фундаментальную закономерность стратигра фической локализации осадочных месторождений (рис. 1). Иными словами, цикл в осадконакоплении определяется набором пород, отражающих смену обстановок седи ментации в течение «глобального (галактического) года». Ритмичность геологических процессов определяется равномерным чередованием «годовых (климатических) цик лов», а периодичность в разрезе стратисферы соответствует «сезонным» колебаниям условий седиментогенеза. Так однотипные формации повторяются в геологической ле тописи в ритме смены «глобальных годов». Цикличность (ритмичность) литогенеза, о которой неоднократно говорили многие исследователи как о принципе осадочного по родообразования, в рамках концепции глобального геологического года допускает бо лее широкое толкование перспектив естествознания, придавая им астрофизический смысл.

«Осень» – время массового отмирания в органическом мире, что обусловливает два связанных процесса. 1. Освобождение фосфора, который, единожды усвоенный биосферой, циркулирует по трофическим цепям и становится способным к миграции только при отмирании организмов. 2. Уксусно-кислое брожение органических остатков обеспечивает селективное выщелачивание отдельных элементов и их миграцию с по верхностными водами в виде ацетатов или комплексных солей урановой, фосфорной и уксусной кислот. С осаждением их на геохимических барьерах связано формирование осадочных месторождений фосфора, урана и сопутствующих ему элементов.

«Зима» – время накопления ледниковых отложений, красноцветов и солей. Об разование первых обусловлено периодическими оледенениями. Вторые формируются в результате фотохимического окисления минералов, содержащих FeO, чему содействует зимняя прозрачность атмосферы. Соли и соленосные отложения образуются при вымо раживании водоёмов подобно тому, как ныне осолоняются воды озёр в Монголии и Тибете.

«Весна» – время активного действия углекислотных вод, образование которых связано с таянием ледников и растворением СО2 в холодных водах. Угольная кислота селективно растворяет глинозём, выщелачивая его из алюмосиликатов. Осаждение гли нозёма и формирование бокситов может быть обусловлено рядом таких причин: отеп ление раствора и удаление СО2, коррозия углекислым раствором карбонатного субстра та, усыхание водоёмов, заполнивших впадины рельефа.

«Лето» – время расцвета растительного мира (интенсификации процессов фото синтеза и генерации кислорода). В «летний сезон» происходит накопление органиче ских остатков, что способствует формированию каустобиолитов (нефть, газ, уголь). Бо лее подробно характеристика «сезонов глобального геологического года» приведена в работе [4].

7. Выводы:

1) Кардинальные преобразования земного вещества – это не только земной гео биологический, но, прежде всего, галактический процесс. Все выявленные трансфор мации (тектонические, климатические, биосферные) с периодичностью в десятки млн.

лет – это всего лишь летопись, т. е. следствие от воздействия гармоники движения Солнца относительно ядра и плоскости Галактики.

2) «Галактический год», выделяющийся по геологическим данным, совпадает с разделением геологической истории на эры. Эры в свою очередь определяются по со вокупности геологических событий, имеющих глобальное проявление. «Сезонная цик личность» долговременного масштаба и периодичность внутри «галактического года»

определяют закономерную повторяемость «из года в год» эпох литогенеза и приуро ченность месторождений осадочных полезных ископаемых к отложениям определённо го сезона глобального года.

3) Предложенная схема может найти применение в практической полевой геоло гии (как ориентирующие указания, где и что искать), а также в преподавании историче ской геологии и курса полезных ископаемых.

Литература 1. Зимы нашей планеты. – М.: Мир, 1982. – 336 с.

2. Ломоносов М.В. О слоях земных. – М.-Л.: Госгеолиздат, 1949. – 210 с.

3. Молчанов В.И., Параев В.В. О природе кислорода воздуха в свете идей В.И. Вер надского // Докл. АН, – 1996. – Т. 349. – № 3. – С.387–388.

4. Молчанов В.И., Параев В.В. Фанерозойская история взаимодействия геосфер (в развитии творческого наследия академика А.Л. Яншина). // Вестник ОГГГГН РАН. – Вып. № 4 (14). – 2000. – URL: http://www.scgis.ru/russian/cp1251/h_dgggms/4 2000/geos.htm#begin 5. Параев В.В., Еганов Э.А. Эволюция Земли как космогенный императив: научно философский аспект проблемы. Издательский дом: LAP LAMBERT Academic Publish ing, 2012. – 176 с.

6. Трофимук А.А., Молчанов В.И., Параев В.В. Биогенный кислород атмосферы – эк вивалент углеводородной оболочки во взаимодействии внешних геосфер // Вестник ОГГГГН РАН. – 2000. – № 3. – http://www.scgis.ru/russian/cp1251/h_dgggms/3 2000/trophimuk.htm#begin ВРЕМЯ И УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ НЕФТЕГАЗОНОСНЫХ ПЛАСТОВ ХАНТЫ-МАНСИЙСКОГО ГОРИЗОНТА ЗАПАДНОЙ СИБИРИ 1 1 В.М. Подобина, Г.М. Татьянин, А.И. Кудаманов Томский государственный университет, Россия E-mail: podobina@ggf.tsu.ru Тюменский нефтяной научный центр, Россия E-mail: aikudamanov@tnk-bp.com Новые сведения по литологии и микрофаунистическим данным, полученные при исследовании керна (93 обр.) из десяти скважин Самотлорской площади, дали возможность установить в разрезе ханты-мансийского горизонта (покурская серия) морские средне- и верхнеальбские отложения. Ранее эти отложения относились к континентальным фациям неокома. Присутствие агглютинированных бентосных фораминифер с кварцево-кремнистой стенкой раковин и их систематический состав дают возможность определять направление альбской трансгрессии с севера из Арктического бассейна. По данным, полученным при исследовании литологии и микрофауны Самотлорской площади, впервые прослежено распространение этой трансгрессии как минимум до широтного течения р. Оби.

Альбские отложения на большей части Западной Сибири представлены континентальными фациями ханты-мансийского горизонта покурской серии. В Зауралье впервые были исследованы морские альбские отложения. В них обнаружены преимущественно агглютинированные кварцево-кремнистые фораминиферы и единично известковые формы.

З.И. Булатова [2] детально изучила эти фораминиферы и биостратиграфию альба, выделив по этим остаткам ряд микрофаунистических зон и подзон. Сведения по альбу Зауралья известны по работе В.А. Захарова и др. [3]. Э.О. Амоном [1] обобщены все известные сведения по литологии ханты-мансийской свиты и учтены распространенные в Зауралье комплексы альбских фораминифер и находки макрофауны.

В.М. Подобиной ранее [4, 8] Западно-Сибирская провинция в мелу была разделена на ряд палезоогеографических районов. Зауралье отнесено к западному району, а центральная часть Западной Сибири, севернее широтного течения р. Оби (включая Самотлорскую площадь), рассматривается как северный район.

Распространение бореальной альбской трансгрессии в основном прослежено в данных районах. На территории Самотлорской площади В.М. Подобиной впервые изучены морские отложения ханты-мансийского горизонта покурской серии. В них обнаружены обильные комплексы агглютинированных фораминифер средне- и позднеальбского возраста. При сравнении найденных комплексов фораминифер Самотлорской площади с синхронными комплексами Зауралья можно отметить некоторое их сходство по родовому и видовому составу. В отличие от зауральских форм самотлорские раковины фораминифер почти все грубозернистые и худшей сохранности. Известковые раковины отсутствуют или представлены их мелкими псевдоморфозами. Однако, исследуя обнаруженные раковины, можно установить некоторые общие виды с зауральскими и видами Северной Аляски, что позволяет наметить по разрезу ханты-мансийского горизонта Самотлорской площади два комплекса фораминифер с видами-индексами.

Среднеальбский комплекс нами отмечен двумя видами-индексами – Ammobaculites fragmentarius, Gaudryinopsis filiformis. В вышележащих отложениях ханты-мансийского горизонта установлены верхнеальбские отложения, содержащие комплекс фораминифер с Ammotium braunsteini, Verneuilinoides borealis assanoviensis. В последней региональной стратиграфической схеме апт-альб-сеноманских отложений Западной Сибири [6] вид Verneuilinoides borealis Tappan assanoviensis Zaspelova отмечается характерным для всего альба Зауралья и в то же время установлен как один из видов-индексов для слоев среднего и верхнего альба совместно с разными видами рода Ammosiphonia (A. jamaica – верхний, A. beresoviensis – средний альб). Мы относим эти виды к роду Ammotium, установленному А. Лебликом и E. Таппен [7] для меловых и вышележащих отложений северных провинций.

Вид-индекс Verneuilinoides borealis Tappan assanoviensis Zaspelova в основном приурочен к верхним слоям ханты-мансийского горизонта и является видом-индексом для верхнего альба. К виду V. borealis Tappan assanoviensis Zaspelova можно добавить не менее характерный для верхнего альба второй вид-индекс Ammotium braunsteini (Cushman et Applin). Объединение слоев нижнего, среднего и верхнего альба в последней схеме 2005 г. [6] в одну зону Verneuilinoides borealis assanoniensis нецелесообразно, так как каждому подъярусу соответствует отдельная фораминиферовая зона как по данным исследования этих остатков в Зауралье З.И. Булатовой [2], так и по нашим исследованиям Самотлорской площади Вартовского района Западной Сибири.

На Самотлорскую площадь бореальная трансгрессия распространилась, по видимому, только со среднего альба и занимала эту территорию до позднего альба включительно. Судя по систематическому составу и облику фораминифер, а также по грубозернистости и недостаточно хорошей сохранности раковин, альбский бассейн был сравнительно холодноводным и мелководным. Здесь формировались прибрежно морские или мелководные фации ханты-мансийской свиты, включающие исследуемые остатки организмов. Впервые в текущем году (2013) в десяти разрезах скважин Самотлорской площади обнаружены, как указывалось, агглютинированные бентосные фораминиферы двух комплексов Ammobaculites fragmentarius, Gaudryinopsis filiformis (средний альб) и Ammotium braunsteini, Verneuilinoides borealis aasanoviensis (верхний альб). Нижнеальбский комплекс фораминифер, подобный таковому в Зауралье, на Самотлорской площади не обнаружен.

Следует отметить, что встречаются единично и в среднем aльбе особи вида Verneuilinoides borealis Tappan assanoviensis Zaspelova, но они на этом стратиграфическом уровне не имеют определяющего значения для установления возраста фораминиферовой зоны. Наиболее характерны для среднего альба, наряду с видами-индексами, – Recurvoides leushiensis Bulatova и новый вид Pseudoverneuilina albica Podobina нового рода Pseudoverneuilina Podobina, 2013. В некоторой мере этот род имеет сходство с родом Verneuilina Orbigny, 1840, но отличается кварцево кремнистым составом стенки (не известковым), быстро расширяющейся низкой раковиной (пирамидкой) с отчетливо выраженными боковыми углами.

Наряду с раковинами видов-индексов в среднем альбе преобладают представители родов Reophax, Haplophragmoides, Recurvoides, Ammobaculites, Ammomarginulina, Spuroplectammina, Pseudoverneuilina и другие формы.

В одном из исследованных разрезов скважин южной части Самотлорской площади (скв. 4) среднеальбские отложения, также как и в остальных 9 разрезах, комплекс фораминифер с Ammobaculites fragmentarius, Gaudryinopsis filiformis, кроме видов-индексов, содержит Haplophragmoides reconditus Bulatova, Recurvoides leushiensis Bulatova, Ammomarginulina crageni Loeblich et Tappan, Spiroplectammina cognata Podobina, Gaudryinopsis oblongus (Zaspelova), Pseudoverneuilina albica Podobina и другие виды.

Выше по разрезу в этой же скважины (скв. 4), как и в остальных 9 скважинах, обнаружен позднеальбский комплекс фораминифер с указанными видами-индексами.

По составу комплекс довольно разнообразен и, кроме видов-индексов, присутствуют:

Labrospira angustoloculara (Bulatova), Haplophragmoides topagorukensis Tappan, Ammobaculites wenonahae Tappan, Ammomarginulina obscura (Loeblich), Spiroplectammina cognata Podobina, Gaudryinopsis improvisus (Bulatova).

Породы, вмещающие эти комплексы фораминифер, состоят из чередующихся серых аргиллитов и светло-серых песчаников. Последние являются, по-видимому, хорошими коллекторами, к которым приурочены нефтегазоносные пласты ханты-мансийской свиты.

Ранее эти пласты относились по их индексации к группе «АВ» возможно барремского возраста (неоком). Но благодаря впервые встреченным альбским фораминиферам, эти пласты должны относиться по индексации к группе «ПК», т.е. к покурской серии.

Проявившиеся тектонические движения 3-го порядка [5], которым соответствуют трансгрессивные и регрессивные циклы морского бассейна, явились основой чередования в разрезе аргиллитов и песчаников. Как указывалось, промышленные скопления углеводородов группы «ПК» приурочены к морским песчаникам. Необходимо учесть рядом расположенный Колтогорско-Уренгойский мегапрогиб, поставлявший углеводороды как в пласты ханты-мансийского, так и в подобные пласты морского генезиса других горизонтов покурской серии. Комплексы альбских фораминифер Самотлорской площади Западно-Сибирской провинции сопоставлены также с одновозрастными таксонами Канадской провинции (Северная Аляска [9];

Северная Канада [10]) в пределах Арктической палеобиогеографической области.

Литература Амон Э.О. Комплексы агглютинирующих фораминифер из ханты-мансийской свиты 1.

(альб, нижний мел) в Среднем и Южном Зауралье // Литосфера. – 2005. – № 2. – С. 97–134.

2. Булатова З.И. Стратиграфия апт-альбских нефтегазоносных отложений Западно Сибирской равнины по фораминиферам. – М.: Недра, 1976. – 152 с.

3. Захаров В.А., Маринов В.А., Агалаков С.Е. Альбский ярус Западной Сибири // Геология и геофизика. – 2000. – Т. 41. – № 6. – С. 769–791.

4. Подобина В.М. Палеозоогеографическое районирование позднемеловых бассейнов Западной Сибири и других акваторий Северного полушария по данным изучения фораминифер. – Депонирована в ВИНИТИ 30.05.84 г., № 4515–84. – 100 с.

5. Подобина В.М. Зависимость региональной стратиграфии от тектонических движений (на примере верхнего мела и палеогена Западной Сибири) // Вестник Томского госуниверситета. – 2013. – № 366. – С. 153–156.

6. Региональная стратиграфическая схема меловых отложений Западной Сибири (апт – альб – сеноман) // Региональные стратиграфические схемы меловых отложений Западной Сибири. Приняты VI Межведомственным стратиграфическим совещанием октября 2003 г. Утверждены Межведомственным стратиграфическим комитетом РФ апреля 2005 г. – Новосибирск, 2005.

7. Loeblich A. and Tappan H. Studies of Arctic Foraminifera // Smithsonian Miscellanius Collections 121 (7). – 1953. – 150 p.

8. Podobina V.M. Paleozoogeographic regionalization of Northern Hemisphere Late Cretaceous basin based on foraminifera // Proceedings of the Fourth International Workshop on Agglutinated Foraminifera (Krakow, Poland, 1993), Grzybowski Foundation Special Publication 3/ Под ред. M.A. Kaminski, S. Geroch и M.A. Gasinski. – 1995. – P. 239–247.

9. Tappan H. Foraminifera from the Arctic slope of Alaska. Part 3 – Cretaceous Foraminifera. // U.S. Geological Survey Professional Paper. – 1962. – № 236 G. – P. 91–209.

10. Wall J. Cretaceous Foraminifera of the Rocky Mountain Foothills, Alberta // Research Council of Alberta, 1967. – Bulletin 20. – 185 pp.

СТРУКТУРЫ РУДНЫХ РАЙОНОВ ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ В МАТЕРИАЛАХ КОСМИЧЕСКИХ СЪЕМОК А.А. Поцелуев, Ю.С. Ананьев, В.Г. Житков Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия, E-mail: Poceluevaa@tpu.ru Восточные регионы России и Казахстана являются главными источниками боль шинства полезных ископаемых добываемых в Центральной Азии – золота, серебра, урана, вольфрама, молибдена, меди, цинка, свинца, алюминия, платиноидов и др. По мимо известных рудных районов, масштабные геологоразведочные работы ведутся в новых труднодоступных и малоосвоенных регионах.



Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 26 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.