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 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 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 6 ] --

Состав пород Улекчинского массива варьирует от субщелочных диоритов, мон цодиоритов и монцонитов до лейкократовых гранитов, охватывая диапазон кремне кислотности от 53,3 до 76,8 мас. % SiO2, при щелочности, соответствующей субщелоч ному полю на TAS диаграмме. Меланократовые включения первого типа перекрывают значительную часть этого диапазона (53,3–65,2 % SiO2). Породы первой фазы распада ются на два поля, первое отвечает кварцевым сиенитам – 63,4–67,7 % SiO2, второе кварцевым монцонитам – 57,3 – 58,5. Породы второй фазы занимают диапазон кремне кислотности 70,3–76,8 % SiO2 варьируя по составу от субщелочных гранитов до лейко гранитов, при этом последние с кремнекислотностью 73–76 мас. % являются наиболее типичными разновидностями не только Улекчинского массива, но и зазинского ком плекса в целом. По содержанию SiO2 меланократовые включения (первой группы) пе рекрываются с сиенитами первой фазы, резко отличаясь от последних пониженными концентрациями Sr, Ba, Y, отчасти CaО и Nb, более высокой глиноземистостью, калие вой щелочностью и содержанием Rb.

Распределение REE в породах Улекчинского массива, включая меланократовые включения, сходно. Характерны относительно высокие суммарные содержания REE ( 200 г/т REE), дефицит HREE относительно LREE (La/Yb(n)=13–21), наличие отрица тельной Eu аномалии, свидетельствующей о фракционированном характере расплава.

При этом следует отметить более высокое содержание HREE во включениях La/Yb(n)=14–20 и в целом более высокое – Yb и Lu по сравнению с вмещающими сие нитами. На спайдердиаграмме породы также сходны, характеризуются резкими мини мумами по Nb, Sr и резкой положительной Pb аномалий.

На диаграммах соотношения породообразующих оксидов с кремнеземом породы массива образуют линейные тренды, характерные для продуктов дифференциации еди ного магматического расплава. Вместе с тем, каждая из двух интрузивных фаз на диа граммах образует дискретные поля, различающиеся как по содержанию SiO2, так и по концентрациям всех остальных породообразующих оксидов. Явное геохимическое сходство кварцевых сиенитов и гранитов позволяет предполагать, что последние обра зовались путем фракционной кристаллизации кварцевосиенитового расплава в проме жуточной магматической камере. Это предположение подтверждается масс балансовыми расчетами с использованием модели фракционной кристаллизации. При этом кварцевосиенитовый расплав, исходный для лейкогранитов, имеет, судя по всему, гибридное происхождение. Наличие меланократовых включений магматического гене зиса, предварительные изотопные данные, а также результаты масс-балансовых вычис лений позволяют предполагать, что кварцевосиенитовый расплав является следствием смешения продуктов плавления корового и мантийного источников.

Геохимический эффект ассимиляции боковых алюмосиликатных пород оценить достаточно трудно. Исходя из отсутствия видимых изменений состава вмещающих гранитоидов на контакте с ксенолитами или крупными останцами метаморфических пород, можно полагать, что химическое взаимодействие, т.е. обмен компонентами, практически отсутствовало, либо было минимальным.

Таким образом, в формировании Улекчинского массива доминировали два петро генетических фактора: смешение магм и последующая фракционная кристаллизация гибридного расплава, тогда как влияние ассимиляции на результирующий состав пород было минимальным.

Работа выполнена при поддержке Партнерского интеграционного проекта СО РАН № 17.

Литература 1. Бурмакина Г.Н., Цыганков А.А., Хромов А.А. Меланократовые включения в поздне палеозойских гранитоидах Западного Забайкалья // Современные проблемы геохимии.

– Иркутск, 2012, – С. 30–33.

2. Бурмакина Г.Н., Цыганков А.А. Мафические включения в позднепалеозойских гра нитоидах Западного Забайкалья (Бургасский кварцевосиенитовый массив): состав, пет рогенезис // Петрология. – 2013 – Т. 21. – № 3.

3. Дистанова А.Н. Позднепалеозойские гранитоидные интрузии Западной части Джи динской зоны (Западное Забайкалье) // Гранитоидные комплексы Сибири. – Новоси бирск: Наука, 1979. – С. 3–23.

4. Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н., Алакшин А.М., Подладчиков Ю.Ю. Ангаро Витимский батолит – крупнейший гранитоидный плутон. – Новосибирск: Изд-во ОИГГМ СО РАН, 1993. – 141 с.

5. Хромов А.А., Цыганков А.А., Карманов Н.С. Минералого-геохимическия типизация меланократовых включений в позднепалеозойских гранитоидах Юго-Западного Забай калья // Магматизм и метаморфизм в истории Земли. – Екатеринбург: ИГиГ УрО РАН, 2010. – Т. 2. – С. 308–309.

6. Цыганков А.А., Литвиновский Б.А., Джань Б.М. и др. Последовательность магмати ческих событий на позднепалеозойском этапе магматизма Забайкалья (результаты U-Pb изотопного датирования) // Геология и геофизика. – 2010. – Т. 51. – № 9. – С. 1249–1276.

7. Collins W. J., Richards S. R., Healy B. E. et al. Origin of heterogeneous mafic enclaves by two-stage hybridisation in magma conduits (dykes) below and in granitic magma chambers // Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences. – № 91. – 2000. – C. 27–45.

ГЕОДИНАМИКИ ФОРМИРОВАНИЯ МЕЗОЗОЙСКОГО И КАЙНОЗОЙСКОГО ГОРООБРАЗОВАНИЯ И ОСАДОЧНЫХ БАССЕЙНОВ АЗИИ 1 2 М.М. Буслов, И. Де Гравэ, Е.В. Ветров 1.Институт геологии и минералогии СО РАН, Новосибирск, Россия 2. Гентский Университет, Гент, Бельгия E-mail: misha@igm.nsc.ru Центрально-Азиатский складчатый пояс, в том числе южная Сибирь, сформиро ван в позднедокембрийско-палеозойское время в результате аккреции и коллизии Си бирского, Восточно-Европейского континентов и гондванских континентальных бло ков[1, 2]. В позднем мезозое складчатый пояс претерпел интенсивную тектоническую реактивацию (начавшуюся около 150 млн. лет назад) в результате закрытия Монголо Охотского палеоокеана и последующей коллизии Северо-Китайского континента с Се верной Евразией. Этот коллизионный процесс проходил по аналогии с кайнозойской коллизией Индия-Евразия, в результате которой сформирован обширный пояс горных систем от Тибета-Гималаев-Каракорума до Байкальского региона. В силу огромных размеров и меньшей плотности, чем океаническая кора, континентальные блоки Гон дваны (Северо-Китайский, Индийский и другие) лишь частично могли погружаться в зону субдукции. В конечном результате этот процесс перерастал в коллизию континен тальных масс, которая приводила к мощнейшим деформациям как в зоне столкновения, так и вдали от нее на многие тысячи км, формируя внутриконтинентальные орогены. К числу орогенов такого типа относятся кайнозойский Гималай-Центрально-Азиатский и мезозойский Монголо-Охотский.

Центрально-Азиатский кайнозойский ороген, сформированный в результате кол лизии Индийского континента с Евразией [3], протягивается на несколько тысяч км от Памира, Гималаев, Тибета на север через Тянь-Шань, включает горные пояса Казахста на, Южной Сибири и Байкальскую рифтовую зону Восточной Сибири. Передача де формаций от Индо-Азиатской коллизии на дальнее расстояние происходила по «прин ципу домино» через жесткие структуры докембрийских микроконтинентов, окружен ных складчатыми поясами палеозойско-мезозойского возраста. В результате сжатия складчатые зоны перерастали в горные системы, а микроконтиненты служили фунда ментом для формирования кайнозойских бассейнов (Таримского, Таджикского, Джун гарского и др.) [2–6].

Индийский континент столкнулся с Азией в конце эоцена и за период 350 млн.

лет был вдавлен внутрь ее на расстояние около 900 км. Вначале коллизия вызвала фор мирование высоких гор Гималаев, Каракорума, Тибета и Памира, затем Тянь-Шаня и на заключительном этапе горных систем южной Сибири (Алтае-Саянской горной облас ти). В неоген – четвертичное время на формирование структуры и геодинамики Тянь Шаня действовали два фактора: надвигание Памира и поддвигание Таримской плиты (микроконтинента). Они создали различные структурно-геодинамические провинции, разделенные зоной Таласо-Ферганского разлома. На Памире и Западном Тянь-Шане, находившимся вблизи давления Пенджабского «индентора», деформации проявились в форме сдвиго-надвигов, надвигов и складок северной вергентности. Восточнее Таласо Ферганского правостороннего сдвига общее северное направление сжатия со стороны Тибета вызвало поднятие Тянь-Шаня преимущественно по надвигам и сдвиго надвигам. В плиоцен-четвертичное время деформации проявились в форме сдвигов и сдвиго-надвигов к северо-востоку от Тянь-Шаня и сконцентрировались в Алтае Саянской горной области между Джунгарской и Тувино-Монгольской плитами (микро континентами). Около 5–3 млн. лет назад деформации достигли мощного упора со сто роны Сибирской платформы. В связи с этим, здесь почти одновременно выросли высо кие горы на всей территории Центральной Азии. Пик роста горных систем за послед ние 5–3 млн лет особенно четко выявляется по данным трекового датирования по апа титам и формированием моласс в межгорных бассейнах [6–18].

В позднем мезозое в результате конвергенции Северо-Китайского континента и к юго-восточной окраине Евразии сформировался Монголо-Охотский коллизионный ороген [12]. К этому времени Центральная Азия была представлена сложной по строе нию мозаично-блоковой структурой, содержащей докембрийские микроконтиненты.

Коллизионное воздействие Северо-Китайского континента на складчатое обрамление Сибирского кратона привело к формированию обширного складчато-надвигового пояса (Байкальский и Забайкальские регионы, восточная Монголия и северный Китай), ха рактерного для альпийского типа орогенов. Деформации от коллизии глубоко проникли вовнутрь Евразии на несколько тысяч км. Внутриконтинентальные деформации фикси руются в проявлении сдвиго-надвигов и сдвигов, росте горных систем на обширной территории (Алтае-Саянская область, Монголия, Казахстан, Южный Урал). Такой тип структуры характерен для кайнозойского орогена Центральной Азии, сформированного в результате коллизии Индии с Евразией.

Датирование пород различных регионов Центральной Азии и Южного Урала ме тодом трекового анализа апатитов свидетельствуют [5–11, 13, 14] о крупных мезозой ских поднятиях рельефа в поздней юре – раннем мелу (~150–80 млн. лет). Эти поднятия можно рассматривать как результат проявления обширного Монголо-Охотского ороге на, сформированного при закрытии одноименного океана и последующей коллизии Се веро-Китайского континента с Евразией. Восточное звено орогена (Прибайкалье, За байкалье, Восточная Монголия и Северный Китай), расположенное в зоне фронтально го столкновения жестких структур Северо-Китайского континента и фундамента Си бирской платформы, претерпело преимущественно складчато-надвиговые деформации.

Были сформированы Байкало-Патомская и другие складчато-надвиговые структуры, коллизионные граниты и комплексы разрушения орогена: метаморфические ядра и мо лассы [12]. В западном звене на обширной территории Северного Китая, Монголии, Забайкалья, Байкальского региона, Алтае-Саянской области, Казахстана, Южного Ура ла была образована внутриконтинентальная горная система. Во внутренних частях се верной Евразии проявились сдвиги и сдвиго-надвиги с амплитудой в несколько сотен километров (Таласо-Ферганский, Чингизский и другие сдвиги), полурамповые структу ры Кузбасского и других бассейнов.

Таким образом, в результате закрытия Монголо-Охотского океанического бассей на в поздней юре – раннем мелу в состав Евразии вошёл Северо-Китайский континент.

В результате аккреции и последующей коллизии Северо-Китайского континента с Ев разией был сформирован обширный Монголо-Охотский пояс, соизмеримый по площа ди с кайнозойским Центрально-Азиатским поясом. Денудация мезозойского орогена привела к образованию кластического материала, который был переотложен в крупных бассейнах, таких как Джунгарский, Таримский, Западно-Сибирский, Енисей Хатангский, Вилюйский и другие, сформировав коллекторы для нефтегазоносных ме сторождений.

Исследования выполнены при поддержке ИП СО РАН 90 «Кайнозойское горооб разование Центральной Азии и сейсмичность: термохронологическое, сеймотомогра фическое и физико-математическое моделирование» и гранта НШ-7201.2012.5.

Литература 1. Добрецов Н.Л., Буслов М.М. Позднекембрийско-ордовикская тектоника и геодина мика Центральной Азии // Геология и геофизика. – 2007. – Т. 48. – № 1. – С. 93–108.

2. Буслов М.М. Тектоника и геодинамика Центрально-Азиатского складчатого пояса:

роль позднепалеозойских крупноамплитудных сдвигов // Геология и геофизика. – 2011.

– Т. 52. – № 1. – С 66–90.

3. Molnar P., Tapponnier P. Cenozoic tectonics of Asia: Effects of a continental collision // Science. – 1975. – № 189. – P. 419–426.

4. Dobretsov N.L., Buslov M.M., Delvaux D., Berzin N.A., Ermikov V.D. Meso- and Ce nozoic tectonics of the Central Asian mountain belt: effects of lithospheric plate interaction and mantle plume // International Geology Review. – 1996. – V. 38. – P. 430–466.

5. Buslov M.M. Cenozoic tectonics of Central Asia: basement control // Himalayan Journal of Sciences. – 2004. – V.21. – Issue 41. – P. 104–105.

6. Буслов М.М., Кох Д.А., Де Граве И. Мезозойско-кайнозойская тектоника и геоди намика Алтая, Тянь-Шаня и северного Казахстана по результатам трекового датирова ния апатитов // Геология и геофизика. – 2008. – Т. 49. – № 9. – С. 862–870.

7. Буслов М.М. Геодинамическая природа Байкальской рифтовой зоны и ее осадочно го выполнения в мел-кайнозойское время: эффект дальнего воздействия Монголо Охотской и Индо-Евразийской коллизий // Геология и геофизика. – 2012. – Т. 53. – № 9.

– С. 1245–1255.

8. Buslov M.M., De Grave J., Bataleva E. A.V., Batalev V.Yu. Cenozoic tectonic and geo dynamics in the Tian Shan: synthesis of geology and geophysical data // Journal of Asian Earth Sciences. – 2007. – V.29. – P. 205–214.

9. De Grave J. and Van den Haute P. Denudation and cooling of the Lake Teletskoye Re gion in the Altai Mountains (South Siberia) as revealed by apatite fission-track thermochronology // Tectonophysics. – 2002. – T. 349. – P. 145–159.

10. De Grave J., Buslov M.M., Van den Haute P. Intercontinental deformation in Central Asia: distant effects of India –Eurasia convergence revealed by apatite fission-track thermochronology // Himalayan Journal of Sciences. – 2004. – V. 21. – Issue 41 (special is sue), – P. 121–122.

11. De Grave J., Michael Buslov, Peter Van den Haute, James Metcalf, Vladislav Batalev.

From Palaeozoic Eurasian assembly to ongoing Indian indentation:

multi-chronometry of the northern Kyrgyz Tien Shan batholith // Journal of Asian Earth Sciences. – 2006. – V.26 (2). – P. 133.

12. De Grave Johan, Michael M. Buslov and Peter Van den Haute. Distant effects of India– Eurasia convergence and Mesozoic intracontinental deformation in Central Asia: Constraints from apatite fission-track thermochronology // Journal of Asian Earth Sciences. – 2007. –Vol.

29. – P.188–204.

13. 13.Glorie S., De Grave J., Buslov M.M., Zhimulev F.I., Elburg M.A., Van den Haute P.

Structural control on Meso-Cenozoic tectonic reactivation and denudation in the Siberian Al tai: Insights from multi-method thermochronometry // Tectonophysics. – 2012. – Vol. 544– 545. – P. 75–92.

14. De Grave J., Glorie S., Ryabinin A., Zhimulev F.I., Buslov M.M., Izmer A., Elburg M.A., Vanhaecke F. Late Palaeozoic and Meso-Cenozoic tectonic evolution of the southern Kyrgyz Tien Shan: Constraints from multi-method thermochronology in the Trans-Alai, Tur kestan-Alai segment and the southeastern Ferghana Basin // Journal of Asian Earth Sciences.

– 2012. – Vol. 44. – № Special Issue. – P. 149–168.

15. Glasmacher U.A., Wagner G.A., Puchkov V.N. Thermotectonic evolution of the western fold-and-thrust belt, southern Uralides, Russia, as revealed by apatite fission track data // Tectonophysics. – 2002. – V. 354. – P. 25–48.

16. Glorie S., De Grave J., Buslov M.M., Elburg M.A., Stockli D.F., Gerdes A., Van den Haute P.Multi-method chronometric constraints on the evolution of the Northern Kyrgyz Tien Shan granitoids (Central Asian Orogenic Belt): from emplacement to exhumation // Journal of Asian Earth Sciences. – V. 38. – P. 131–146.

17. 17.Zorin Yu.A. Geodynamics of the western part of the Mongolia-Okhotsk collisional belt, Trans-Baikal region ( Russia) and Mongolia // Tectonophysics. – 1999. – T. 306. – P. 33–35.

18. 18.Wan de Beek P., Delwaux D., Andriessen P.A.M., Levi K.G. Early Cretaceous denu dation related to convergent tectonics in the Baikal region, SE Siberia // Journal of the Geo logical Society, London. – 1996. – № 153. – P. 515–523.

ПЕРИОДИЗАЦИЯ ГЕОХРОНОЛОГИЧЕСКОЙ ШКАЛЫ В СВЯЗИ С АНОМАЛИСТИЧЕСКИМИ (180 МЛН. ЛЕТ) И ГАЛАКТИЧЕСКИМИ (216 МЛН. ЛЕТ) ПЕРИОДАМИ ОБРАЩЕНИЯ СОЛНЦА ВОКРУГ ЯДРА ГАЛАКТИКИ В.И. Бушмелёва Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия E-mail: Bushmeleva-grpi@yandex.ru Изучение закономерностей развития Земли, как одной из планет Солнечной сис темы и как частицы нашей Галактики Млечный Путь, является очень важным направ лением в теоретической геологии в настоящее время.

В ранее опубликованной работе [2] в основу построения спиралевидной геохро нологической шкалы фанерозоя были взяты аномалистический период Солнца 180 млн.

лет, геохронологическая шкала и схемы развития основных групп животных и растений в фанерозое [6].

В настоящей работе представлена прежняя диаграмма (рисунок), но буквенное обозначение активных участков орбиты Солнца вокруг ядра Галактики приведены в другом порядке, по ходу движения Солнца (1 млн. лет –2о окружности), также изменено прежнее двухчленное деление пермского периода на трехчленное [11].

Согласно вычислениям П.П. Паренаго [9], аномалистический период (Ра) между двумя последовательностями прохождения звезды Солнце через апогалактий и перига лактий составляет 176 млн. лет.

Промежуток времени между двумя последовательными возвращениями звезды Солнце к одной и той же долготе какой-нибудь удаленной Галактики П.П. Паренаго предложил назвать галактическим периодом (Р). В Солнечной системе он аналогичен сидерическиму периоду.

Линия апсид, соединяющая апогалактий и перигалактий (соответственно наибо лее удаленную и наиболее ближайшую точку орбиты Солнца от центра Галактики), по вычислениям П.П. Паренаго, за аномалистический период Солнца поворачивается по пятным движением на 61°.

То есть, галактические массы, прилегающие к траектории движения Солнца во круг центра нашей Галактики, поворачиваются навстречу движениию Солнца на 61° за 176 млн. лет.

«Галактический период обращения Солнца должен составлять приблизительно:

где 1°7 – среднее движение Солнца за 1 млн. лет»[9].

Построим рабочую модель геохронологической шкалы с аномалистическим пе риодом 180 млн. лет и с галактическим периодом 216 млн. лет, сохраняя численное значение линии апсид по расчетам П.П. Паренаго – 36 млн. лет.

На активных участках А, В, С, D орбиты Солнца в Галактике происходили гло бальные изменения на нашей планете: усиление тектонической активности, магматиз ма, в том числе траппового, массовые вымирания и появление новых таксонов орга низмов более высокой ступени организации.

Следует особо отметить активный участок А (рис. 1) на всех витках Солнца за аномалистический период. В его пределах происходила смена эр и более крупных под разделений. Палеозой сменился мезозоем, мезозой сменился кайнозоем, а также ранний палеозой сменился поздним, что подтверждает деление палеозоя по В.В. Друщиц и О.П. Обручевой на 2 этапа: раннепалеозойский (кембрий-ордовик-силур) и позднепа леозойский (девон-карбон-пермь) [5].

Авторские расчеты свидетельствуют, что ранний палеозой, поздний палеозой и мезозой имеют равные доли – 180 млн. лет – аномалистический период Солнца вокруг центра Галактики, в сумме составляющие 540 млн. лет (это полуцикл большого Галак тического цикла в 1080 млн. лет). Вернемся к участку А, на котором, вероятно, фанеро зой сменил протерозой, т.е. произошла смена крупных временных подразделений – эо нов. Фанерозой – «эра явной жизни» – это в стратиграфии комплекс наиболее изучен ных и наиболее определяемых по органическим остаткам геологических отложений по следних 600 млн. лет. По последним данным эта граница соответствует 535 млн. лет, а 600 млн. лет соответствует границе венда и рифея [11]. Если со временем ранняя гра ница венда подтвердится, то венд должен войти в фанерозойский эон. Временные гра ницы Международной Стратиграфической Шкалы (МСШ) часто претерпевают изме нения. Если все же удревнится ранняя граница кембрия до 605 млн. лет, то венд должен остаться в протерозойском эоне.

На данном участке А орбиты Солнца, возможно, произошла смена раннепротеро зойского и позднепротерозойского времени (540 х 3 плюс 65 млн.) лет на кайнозой = 1685 млн. лет назад. Ихтиозавры, плезиозавры и динозавры появились вслед за гло бальными изменениями в «углу» А (Т1), и на том же участке орбиты через один оборот Солнца, ~ через 180 млн. лет освободили нишу для дальнейшего развития птиц и мле копитающих. На их примере видно, насколько животный мир планеты зависит от гар монических колебаний Вселенной, Галактики и Солнечной системы.

Условная точка апогалактия на орбите – «угол» А, своеобразная точка отсчета многих важнейших событий в истории нашей планеты.

540+540=1080 млн. лет.

1080 млн. лет: 180 млн. лет (аномалистический период, Ра) = 6.

1080 млн. лет : 216 млн. лет (галактический период, Р) = 5.

В численном значении 1080 млн. лет наблюдается сходимость рядов анома листических периодов Солнца 180 х 6 = 1080 млн. лет и галактических (сидериче ских) периодов 216 х 5 = 1080 млн. лет.

В этой точке А орбиты звезды Солнце в нашей Галактике, где сходятся 5 галакти ческих и 6 аномалистических циклов, Солнечная система и планета Земля вступают в сильнейшие преобразовательные процессы. Влияние на Землю циклов внутри самой Солнечной системы и влияние различных галактических циклов (больших и малых) выравнивается за 1080 млн. лет, а 540 млн. лет – это полуцикл Великого цикла выравнивания.

Десять галактических циклов по 216 млн. будет составлять 2160 млн. лет.

Двадцать галактических циклов (или 24 аномалистических цикла) = 4320 млн. лет (возможное время существования планеты Земля).

Таким образом, цикличность геологических событий рассматривается на основе сходимости аномалистических и галактических периодов, и так как, вероятно, в усло виях сходимости рядов данных циклов происходит усиление геологических, биологи ческих и других процессов планеты Земля, предлагается отсюда, с точки апогалактия А, начать отсчет крупнейших геологических событий (как, например, смена эр и т. д.).

Время движения Солнца по орбите взять равномерное: аномалистический период - млн. лет, галактический период – 216 млн. лет.

Временные границы эр, эонов (и т.д.) геохронологической шкалы должны выби раться в соответствии с аномалистическим и другими периодами звезды Солнце.

Искренне благодарю всех, оказавших помощь в данной работе, за ценные замечания.

Литература 1. Афанасьев Г.Д., Зыков С.И. Геохронологическая шкала фанерозоя в свете новых значений постоянных распада // Комиссия по определению абсолютного возраста геол.

формаций АН СССР.– М.: Наука, 1975. – 123 c.

2. Бушмелева В.И. Спиралевидная (циклическая) геохронологическая шкала фанерозоя с периодом 180 млн. лет. // Материалы I Межд. Симпозиума «Эволюция жизни на Зем ле». – Томск: ИТЛ, 1997.– С. 153–155.

3. Геологический словарь / под ред. акад. К. Н. Паффенгольца. 2 т. – М.: Недра, 1978. – Т.1.– 488 с. – Т. 2. – 456 с.

4. Девис П. Суперсила. – М.: Мир, 1989.– 272 с.

5. Друщиц В.В., Обручева О.П. Палеонтология. – М.: Изд-во МГУ, 1971. – 416 с.

6. Немков Г. И., Левицкий Е. С. и др. Историческая геология.– М.: Недра, 1986. – 352 с.

7. Куликов К.А. Вращение Земли. – М.: Недра, 1985.– 160 с.

8. Обручева О. П. Палеонтология позвоночных. – М.: Изд-во МГУ, 1987. – 96 c.

9. Паренаго П. П. О гравитационном потенциале Галактики. Ч. II // Астрон. Журн., – 1952. – T.XXIX.– Вып. 3. – C. 270–275.

10. Стратиграфический кодекс МСК. / под ред. А.И. Жамойды – СПб: Изд-во ВСЕ ГЕИ, 1992.– 120 с.

11. Стратиграфический кодекс России МСК. / Под ред. А. И. Жамойды – СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 2006. – 96 с.

12. Хаин В.Е., Сеславинский К. В. Историческая геотектоника. Палеозой. – М.: Недра, 1991.– 398 с.

13. Хаин В.Е. Основные проблемы современной геологии. (Геология на пороге XXI века). – М.: Наука, 1994.– 187 с.

14. Харленд У.Б., Кокс А.В., Ллевеллин П.Г. и др. Шкала геологического времени. – М.: Мир, 1985.– 140 с.

15. Ясаманов Н.Н. Причины катастрофических вымираний в фанерозойской истории Земли // Материалы I Межд. Симпозиума «Эволюция жизни на Земле».– Томск: ИТЛ, 1997. – С. 29–30.

ИЗУЧЕНИЕ ПОВЕДЕНИЯ РЕДКОЗЕМЕЛЬНЫХ ЭЛЕМЕНТОВ НА БЕРЕЗИТОВОМ МЕСТОРОЖДЕНИИ, АМУРСКАЯ ОБЛАСТЬ Е.А Вах, А.С. Вах, Н.А. Харитонова Дальневосточный геологический институт ДВО РАН, Россия E-mail: Adasea@mail.ru Изучение характера поведения РЗЭ в сульфатных водах проводилось на разраба тываемом Березитовом золото-полиметаллическом месторождении, которое находится в Тындинском районе Амурской области. Месторождение расположено в верховьях ручья Константиновский – мелкого левого притока нижнего течения р. Хайкта, право го притока р. Большой Ольдой [2]. Месторождение залегает в порфировидных гранитах Хайктинско-Орогжанского массива палеозойского возраста. Золотосодержащие руды распределены относительно равномерно в метасоматитах месторождения в виде слож ного сульфидного штокверка, отчетливо заполняя многочисленную систему сложных трещин, часто цементируя обломки вмещающих их метасоматитов. Наиболее распро страненными рудными минералами месторождения являются галенит, сфалерит, пирит, пирротин, магнетит [3].

Содержания РЗЭ в порфировидных гранитах Хайктинско-Орогжанского массива и в рудоносных метасоматитах месторождения примерно одинаковы (табл. 1) и близки к уровню средних концентраций РЗЭ для гранитов верхней части континентальной ко ры. Для всех пород месторождения отмечается преобладание гидрофильных РЗЭ це риевой группы. Нормированные по отношению NASC профили распределений концен траций РЗЭ в породах месторождения представлены однотипными относительно пря молинейными слабо дифференцированными спектрами с близким составом РЗЭ по от ношению к северо-американскому сланцу (рис. 1).

Рис. 1. Спектры распределения концентраций редкоземельных элементов в породах, водных средах и в охре Березитового месторождения, нормированные к NASC (северо-американский сланец) 1 – порфировидные граниты Хайктинско-Орогжанского массива (среднее из 3 анализов);

2 – рудоносные метасоматиты с золотосодержащей сульфидной минерализацией (среднее из 7 анализов);

3 – подзем ные трещинно-жильные воды из разлома “Центральный”;

4 – рудничные воды центральной части ме сторождения (штольня № 5);

5–6 – рудничные воды вытекающие из штольни № 2 (5 – среднее из 3 ана лизов, пробы 2009 г., 6 – проба 2010 г.);

7–8 – руч. Константиновский (7 – среднее из 2 анализов, пробы 2009;

8 – среднее из 3 анализов, пробы 2010 г.);

9–10 – р. Хайкта (9 – выше по течению от устья руч.

Константиновского, 10 – ниже по течению от устья руч. Константиновского);

11 – подземные воды долины р. Хайкта, 12 – охра отобрана в 2009 году, 13 – охра отобрана 2011 году. Серым показано поле изменения концентрации редкоземельных элементов в породах и рудах Березитового месторождения, а темно-серым – в охре.

Основным редкоземельным минералом в гранитах является алланит (ортит), ко торый представлен в породах единичными идиоморфными однородными по составу агрегатами, реже – гидротированными разностями, содержащие в себе участки с высо кими и низкими концентрациями РЗЭ. В метасоматических породах редкоземельная минерализация представлена в основном алланитом и монацитом, а также весьма ред ким минералом из группы арсеносиликатов – червандонитом – (Се) [1].

Основные гидрогеологические особенности месторождения определяются нали чием мощной зоны развития многолетнемерзлых пород (глубиной до 180 м), интенсив ностью и характером проявления тектонических процессов в гранитах и рудоносных метасоматитах. На месторождении выделяются грунтовые, трещинно-жильные и руд ничные подземные воды. Наиболее распространены трещинно-жильные воды, которые приурочены к многочисленным разрывным нарушениям. По химическому составу трещинно-жильные воды сульфатно-гидрокарбонатные, натриево-кальциевые. Общая минерализация составляет 0,1–0,5 г/л. Воды слабощелочные (рН – 7,3–8,0), с общей же сткостью 0,8–1,7 мг-экв/л. В микрокомпонентном составе вод отмечаются повышенные концентрации следующих элементов (мг/л): Mn – 9;

Zn – 10;

Sr – 1,3;

Cu – 0,08;

Cd – 0,06;

Ba – 0,05.

Рудничные воды месторождения техногенной природы формируются в штольне вых подземных горных выработках месторождения, пройденных в конце XX века в процессе геологической разведки рудного объекта. Они представлены растворами жел того, буро-желтого цвета, которые содержат в своем составе большое количество взве шенных частиц. По химическому составу они кислые (pH 3,0–4,5), существенно суль фатные, магниево-калиево-кальциевые, с общей минерализацией до 10 г/л. Характери зуются высокими концентрациями рудных элементов (мг/л): Al – 4300;

Fe – 1600;

Zn – 1670;

Mn – 520;

Cu – 52;

Cd – 5,5;

Co – 5;

Ni – 2,6;

U – 1,2 [4]. Вытекая из штольневых горизонтов, рудничные воды, смешиваясь с поверхностными грунтовыми водами и до ждевыми осадками, попадают в верхнюю и среднюю часть руч. Константиновского, а также в систему р. Хайкта [4].

В рудничных сульфатных водах месторождения, а также в поверхностных водах руч. Константиновского, установлены высокие концентрации РЗЭ (табл. 1). Наиболее высокие содержания РЗЭ, до 16 мг/л, характерны для рудничных вод штольни № 5. По отношению к поверхностным водам р. Хайкта уровень превышения фоновых концен траций РЗЭ в рудничных водах штольни № 5 превышает порядка 4 000 раз [5]. Для рудничных вод штольни № 2, выходы которой расположены в 1 км от рудного тела, установлены более низкие концентрации РЗЭ, что обусловлено значительной степенью их разбавления трещинно-жильными водами, приуроченными к зонам дробления в гра нитах. Для трещинно-жильных вод месторождения характерны крайне низкие содер жаниями РЗЭ. Полученные результаты свидетельствуют о том, что процесс обогащения водных сред месторождения РЗЭ обусловлен формированием кислых сульфатных руд ничных вод.

Таким образом, в процессе формирования кислых сульфатных вод в зоне окисле ния происходит значительный вынос РЗЭ из водовмещающих пород и руд месторож дения, что способствует образованию в водных средах аномально высоких концентра ций РЗЭ в растворенных формах.

Формирование зоны гипергенеза сопровождается не только выветриванием гор ных пород, приводящих к их деструкции, окислению и растворению минералов, а так же развитию процессов седиментогенеза и современного аутигенного минералообразо вания, формирование которой происходит под влиянием определенных природных и антропогенных факторов.

Аутигенная минерализация техногенной природы исследовалась в зоне окисления сульфидных руд Березитового месторождения Верхнего Приамурья. Она представлена мощными железистыми охрами и корками, которые развиты на поверхностях крупно глыбовых делювиальных отложений ручья Константиновского, которые были сформи рованы за счет попадания в него и длительного воздействия сернокислых рудничных вод месторождения.

В образцах охры, отобранных на месторождении, было определено содержание РЗЭ, которое варьируется от 120,4 до 149,6 мкг/л (табл. 1). Получается, что содержание РЗЭ в охрах ниже, чем в сульфатных водах, но практически сопоставимо с породами.

Полученные данные по содержанию РЗЭ в охрах, были пронормированны к NASC.

Изучение характера распределений растворимых форм РЗЭ в подземных, поверх ностных водах и в охре, нормированных к NASC, показывает, что спектры распределе ний РЗЭ в породах, водах и охре по конфигурации сопоставимы между собой (рис. 1).

Некоторые особенности характера распределения РЗЭ в водных средах по отношению к породам определяются наличием европиевой аномалии (Eu/Eu* – 0,75–0,90), а также значительным разбросом соотношений между легкими и тяжелыми РЗЭ (Lan/Ybn – 0,62–3,96).

Таблица Содержание растворимых форм редкоземельных элементов в породах (г/т), подземных и поверхностных водах (мкг/л) Березитового месторождения Элементы I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII XIII La 35,78 37,92 5,51 1441,87 348,66 98,36 298,79 193,40 0,88 4,68 0,80 26,69 35, Ce 72,14 72,30 6,11 5691,57 1021,30 210,20 693,94 486,23 1,31 8,02 1,48 55,24 67, Pr 8,19 7,70 0,51 842,20 134,23 21,84 70,25 63,32 0,23 0,83 0,20 5,87 7, Nd 29,98 27,24 1,89 4247,04 628,00 82,10 262,16 264,77 0,87 2,90 0,77 20,31 24, Sm 5,33 4,46 0,20 1053,91 128,17 13,03 44,08 51,61 0,15 0,45 0,13 3,42 4, Eu 1,27 0,96 0,04 179,70 21,92 2,41 8,05 8,94 0,03 0,09 0,03 0,71 0, Gd 4,86 4,31 0,42 993,81 134,95 15,50 51,00 55,44 0,13 0,56 0,15 3,20 3, Tb 0,66 0,57 0,05 142,25 18,23 1,93 6,47 7,51 0,02 0,07 0,02 0,37 0, Dy 3,87 3,09 0,25 775,75 96,55 9,52 33,24 38,70 0,09 0,36 0,10 2,05 2, Ho 0,73 0,65 0,05 125,40 16,34 1,66 5,59 6,60 0,02 0,07 0,02 0,36 0, Er 2,03 1,77 0,12 329,60 41,16 3,98 13,65 15,98 0,04 0,17 0,05 1,03 1, Tm 0,32 0,29 0,01 37,16 4,75 0,44 1,47 1,87 0,01 0,02 0,01 0,12 0, Yb 1,96 1,94 0,05 226,62 27,70 2,32 8,07 10,46 0,04 0,11 0,04 0,89 1, Lu 0,34 0,30 0,01 31,13 3,85 0,34 1,11 1,52 0,01 0,02 0,01 0,11 0, REE 167,47 163,49 15,21 16118,00 2625,82 463,63 1497,85 1206,36 3,82 18,34 3,79 120,37 149, LREE, % 91,17 92,10 93,77 83,49 86,92 92,30 91,95 88,55 90,81 92,50 89,84 112,24 139, HREE, % 8,83 7,90 6,23 16,51 13,08 7,70 8,05 11,45 9,19 7,50 10,16 8,13 10, (La/Yb)n 12.40 13.28 74.86 4.32 8.55 28.80 25.15 12.56 14.95 28.90 13.59 2,91 3, Eu/Eu* 0.75 0.66 0.41 0.53 0.50 0.52 0.52 0.51 0.64 0.55 0.65 0,35 1, Ce/Ce* 0.98 0.97 0.69 1.22 1.14 1.05 1.12 1.06 0.69 0.91 0.87 0.56 0. Примечание. I – граниты Хайктинско-Орогжанского массива (среднее из 3 анализов);

II – рудоносные метасомати ты (среднее из 7 анализов);

III – подземные трещинно-жильные воды из разлома “Центральный”;

IV-VI – рудничные воды (IV – шт. № 5;

VI –шт. № 2, пробы 2009 г., среднее из 3 анализов;

VI – шт. № 2, проба 2010 г.;

VII-VIII – руч.

Константиновский (VII – пробы 2009, среднее из 2 анализов;

VIII – пробы 2010 г., среднее из 3 анализов);

IX-X – р.

Хайкта (IX – выше по течению устья руч. Константиновского;

X – ниже по течению устья руч. Константиновского);

XI – подземные воды р. Хайкта;

XII – охра 2009 год отбора, XIII – охра 2011 год отбора. Показатели (La/Yb)n, Eu/Eu*, Ce/Ce* рассчитаны по отношению NASC. Определение содержаний элементов в водных пробах выполнено методом масс-спектрометрии с индуктивно связанной плазмой на ИСП-МС спектрометре Agilent 7500 в ДВГИ ДВО РАН (аналитики М. Г. Блохин, Е. В. Еловский).

При этом наиболее существенные отличия в характере распределения РЗЭ характерны для высокоминерализованных рудничных вод, в составе которых отмечается увеличе ние доли тяжелых РЗЭ, а также наиболее слабая степень фракционирования РЗЭ. При этом спектр распределения в области легких РЗЭ характеризуется преобладанием Ce, Nd, Pr и Sm над La. По мере уменьшения содержаний РЗЭ в водных средах, связанных с разбавлением рудничных вод грунтовыми водами и атмосферными осадками, спектр распределений элементов в этой области принимает стандартный вид с постепенным уменьшением концентраций от La к Eu. Профили распределения РЗЭ охры сопостави мы с профилями породы, небольшое отличие наблюдается в распределении тяжелых группы элементов.

Таким образом, выявлены высокие концентрации РЗЭ в рудничных водах Бере зитового месторождения, которые определяются не наличием высоких концентраций в исходной породе, а физико-химическими процессами формирования высокоминерализо ванных сульфатных вод в зоне гипергенеза сульфидных руд [6, 7, 8, 9].

Полученные данные о высоких содержаниях РЗЭ в рудничных водах Березитово го месторождения позволяют считать, что высокоминерализованные сульфатные воды, развитые в зоне гипергенеза сульфидных руд, могут в перспективе рассматриваться в виде потенциального перспективного жидкого минерального сырья для промышлен ной добычи РЗЭ. В этом плане особый практический интерес представляет изучение РЗЭ в кислых дренажных водах и прудах отстойников, которые в больших объемах развиты в местах хранения отходов переработки сульфидных руд, в том числе и на Дальнем Востоке России.

Предполагается, что полученные в процессе исследований новые материалы о геохимии РЗЭ в аутигенных минералах, в сопоставлении с данными о характере кон центраций РЗЭ в поверхностных и подземных водах, формирующих эту минерализа цию, позволять выявить новые закономерности о характере накопления и миграции РЗЭ в зоне гипергенеза в системе «порода-вода-порода».

Литература 1. Вах А.С., Авченко О.В., Карабцов А.А., и др. Первая находка гротита в золоторуд ных месторождениях // Доклады Академии наук. – 2009. – Т.428. – № 3. – С. 353–357.

2. Вах А.С., Моисеенко В.Г., Степанов В.А., и др. Березитовое золото полиметаллическое месторождение // Доклады Академии наук. – 2009. – Т. 425. – № 2.

– С. 204–207.

3. Вах А.С., Степанов В.А., Авченко О.В. Березитовое золото-полиметаллическое месторождение: геологическое строение и состав руд // Руды и металлы. – 2008. – № 6.

– С. 44–55.

4. Вах Е.А., Вах А.С, Харитонова Н.А. Содержание редкоземельных элементов в во дах зоны гипергенеза сульфидных руд Березитового месторождения // Тихоокеанская геология. – 2013. – Т. 32. – № 1. – С. 105–115.

5. Крайнов С.Р., Швец В.М. Гидрохимия. М: Недра,1992. – 463 с.

6. Табаксблат Л.С. Состав техногенных дренажных вод рудных месторождений // Из вестия ВУЗов. Геология и Разведка. – 2004. – № 4. – С. 43–48.

7. Чудаева В.А. Чудаев О.В. Поведение редкоземельных элементов в условиях сме шения вод разных типов (о. Кунашир, Курильские о-ва) // Тихоокеан. Геология. – 2010.

– Т. 29. – № 2. – С. 97–111.

8. Чудаева В.А., Чудаев О.В. Особенности накопления и фракционирования редкозе мельных элементов в поверхностных водах Дальнего Востока в условиях природных и антропогенных аномалий // Геохимия. 2011 – № 3 – С. 523–549.

9. Protano G., Riccobono F. High contents of rare earth elements (REEs) in stream waters of a Cu-Pb-Zn mining area // Environmental Pollution – 2002 – V.117 – P. 499–514.

ВИХРЕВАЯ СТРУКТУРА ГЕОХИМИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ И ПРОГНОЗ ОРУДЕНЕНИЯ В.Г. Ворошилов, Ю.С. Ананьев Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия E-mail: v_g_v@tpu.ru Месторождения полезных ископаемых практически всегда сопровождаются орео лами повышенных концентраций химических элементов, формирующих комплексные по составу аномальные геохимические поля (АГП). Эмпирически установлено, что АГП, сопровождающие гидротермальное оруденение, имеют концентрически зональ ное строение с закономерным чередованием зон привноса и выноса элементов и упоря дочены в виде структур различного ранга. Одной из ключевых проблем современной поисковой геохимии является объективная расшифровка пространственной упорядо ченности многоуровневых аномальных геохимических полей (АГП), в структуре кото рых оруденение занимает вполне определенную позицию.

К настоящему времени разработаны разнообразные методы и специальные мате матические процедуры, которые в благоприятных ландшафтных условиях позволяют достаточно уверенно расшифровать структуру рудогенных АГП и ранжировать их применительно к металлогеническим таксонам [3, 5 и др.]. К сожалению, такие условия встречаются нечасто, поисковые работы, как правило, сосредоточены на площадях со сложными ландшафтно-геохимическими условиями, где АГП представлены лишь фрагментами, структурировать которые указанными методами затруднительно. Субъ ективный опыт исследователя играет в этом случае определяющую роль, что не всегда способствует объективности в оценке выявляемых аномалий.

В сложных ландшафтных условиях для идентификации структуры АГП необхо димо привлечение дополнительных критериев, в качестве которых могут выступать геологические объекты, возникающие совместно с формированием АГП, но, в отличие от них, хорошо сохраняющиеся в любой ландшафтно-геохимической обстановке. Что бы понять, что можно отнести к таким объектам, рассмотрим некоторые особенности формирования рудогенных АГП на примере месторождений магматогенно гидротермального генезиса.

Гидротермальные рудные месторождения, согласно современным представлени ям, в большинстве случаев являются результатом сложного взаимодействия мантийно коровых процессов. Ключевой для понимания характера эволюции гидротермальных флюидов является информация о составе, солености и термометрических характери стиках газово-жидких включений (ГЖВ), захваченных в процессе формирования гид ротермальных минералов. Анализ результатов изучения ГЖВ различными авторами позволяет выявить любопытные факты. Оказалось, что широко известная закономер ность снижения солености ГЖВ по мере падения температуры минералообразования, на самом деле, не столь прямолинейна. Установлено, что рудоотложение связано не с одним, а с двумя взаимосвязанными потоками флюидов. Отделившийся от материнско го очага водно-солевой флюид распадается на две несмесимые фазы: высококонцен трированный рассол со щелочной реакцией и слабоминерализованный пар, конденси рующийся затем в кислый раствор [7]. Оба потока флюидов начинают мигрировать са мостоятельно, но в пределах одних и тех же структур.

Помимо различной солености эти потоки обладают разной металлогенической нагрузкой. Для химически агрессивных рассолов характерен щелочной метасоматоз (калишпатизация), высокая соленость ГЖВ в кварце и обогащенность рудными элемен тами [8]. Рудоотложение из этих флюидов происходит преимущественно в интервале 500–400 C (пример – медно-молибден-порфировое оруденение). При дальнейшем по нижении температуры эти растворы, вследствие их высокой агрессивности, остаются недосыщенными в отношении рудных элементов вплоть до 300–250 C.

Низкоминерализованные флюиды ведут себя совершенно иначе. С ними связано околожильное кислотное выщелачивание и отложение гидротермальной (рудной) ми нерализации. Обычно фиксируется 4–5 стадий рудного процесса в диапазоне 350– 150 C. На ранних стадиях формируются кварцево-магнетит-пирротиновый, кварцево пиритовый, кварцево-пирит-арсенопиритовый парагенезисы. Для поздних стадий ха рактерна халькопирит-галенит-сфалеритовая (полиметаллическая) минерализация, от ложение теллуридов и сульфосолей. Каждая стадия и процесс в целом завершаются от ложением кальцита. Любопытно, что на фоне общей тенденции параллельного сниже ния температуры гомогенизации и солености ГЖВ, на ранних стадиях процесса корре ляция между этими параметрами обратная.

Показательный пример – крупное золоторудное месторождение Чертово Корыто в Патомском нагорье, где Е.А. Вагиной выделено 5 минеральных комплексов (стадий): I – кварц-рутил-апатит-пирит-пирротиновый;

– кварц-пирит-арсенопирит II пирротиновый с золотом;

III – кварц-пирит-арсенопиритовый с золотом;

IV - кварц полиметаллический с золотом;

V – кварц-карбонатный [2]. От 1-й стадии до 3-й вклю чительно отмечается устойчивое возрастание солености растворов (от 6–8 до 16– 21мас. % экв. NaCl) на фоне снижения средней температуры гомогенизации ГЖВ в кварце от 400 до 280 C. Подобная картина характерна и для других мезотермальных месторождений [7].

Объяснение этому мы видим в том, что на начальном этапе рудообразования вы сокое давление флюидов способствует явлению обратного осмоса – вытеснению воды из раствора в малопроницаемые вмещающие породы. В процессе просачивания эта не равновесная с породой горячая вода, обогащаясь компонентами вмещающих пород (Co, Ni, Cr, Fe – из темноцветов, Mn – из карбонатов, Pb, Zn – из полевых шпатов), мигриру ет дальше вдоль ослабленных зон, формируя в окружающих породах восходящие пото ки. С течением времени эти растворы, уходя от основного канала, охлаждаются, объе диняются в нисходящие потоки, и, освобождаясь от указанных элементов, формируют их геохимические аномалии, чрезвычайно характерные для фронтальных зон гидро термальных систем. Поскольку минерализация растворов в основном канале, вследст вие указанного явления, возрастает, рудоотложение в течение первых стадий минера лизации связано, видимо, не с разбавлением растворов, а с резкими колебаниями дав ления в результате тектонических подвижек.

В дальнейшем, вследствие падения интенсивности поступления растворов и сни жения флюидного давления, неизбежно наступает момент, когда обратный осмос сме няется прямым. Конкретный рубеж осмотического давления зависит от градиента кон центраций, а также соотношения давления флюидов и литостатической нагрузки. В приведенном выше примере [2] инверсия движения растворов начинается при сниже нии температуры гомогенизации ГЖВ до 290–280 C и достижения солености раство ров 16–18 мас. % экв. NaCl. Расчетное давление флюидов составляет 200–140 МПа. С этого момента начинается обратный подток воды из окружающего пространства и па дение солености растворов на фоне снижения температуры минералообразования.

Осмотические явления характерны и для потока высокоминерализованных флюи дов, но, вследствие высокого градиента концентрации, для них момент инверсии в движении растворов наступает значительно раньше. По отклонению эмпирических кривых соотношения «соленость – температура гомогенизации ГЖВ» от теоретической кривой насыщения NaCl можно полагать, что разбавление магматогенных рассолов на чинается уже при температурах порядка 380–350 °С. Вплоть до температур порядка 280 °C соленость их остается достаточно высокой, что определяет химическую агрес сивность этих растворов в отношении ряда рудных элементов. Начиная с 280 °C разли чия в термометрических характеристиках двух типов растворов исчезают, что можно связывать с их полным смешением [7]. Дальнейшее разбавление флюида водами вме щающих пород приводит к отложению кварц-золото-полисульфидного комплекса, а затем пострудных кварц-кальцитовых прожилков.

Таким образом, для месторождений гидротермального генезиса характерна со пряженность восходящих и нисходящих потоков флюидов, имеющих, вследствие зако на Кориолиса, вихревую структуру и закономерно эволюционирующих во времени и пространстве. Иерархия связанных с ними АГП обусловлена структурной соподчинен ностью потоков рудогенных флюидов. Соответственно, вихревое движение флюидов должно приводить к концентрическому (кольцевому) характеру размещения аномалий элементов-индикаторов оруденения. Возникшие изменения в составе пород отражают ся на их физико-механических свойствах, влияют на спектральные характеристики, ха рактер растительности, способствуя, в итоге, выявлению этих новообразований на кос мических снимках. Исходя из этого, все термофлюидные системы должны сопровож даться кольцевыми структурами, причем достаточно обычным должно быть соседство вложенных и сателлитных колец, связанных с сопряженными восходящими и нисхо дящими потоками флюидов. Можно полагать, что значительная часть выявляемых кольцевых структур, прежде всего, магматогенных, обязана своим появлением вихре вым флюидным потокам.

Использованная нами технология выявления кольцевых структур, отражающих участки гидротермально-измененных пород, сводилась к следующему:

формирование массива исходных космических снимков и радарных данных;

обработка и дешифрирования исходных растровых изображений с применени ем различных нелинейных методов фильтрации изображений;

создание, обработка и дешифрирование синтезированного изображения муль тиспектральных снимков, включая перекалибровку исходных изображений низкого пространственного разрешения в изображение более высокого пространственного раз решения с использованием пиксельной матрицы PAN;

создание деривативных растровых изображений с использованием «алгебры карт» с последующим дешифрированием;

корреляционный анализ синтезированных многослойных растровых изображе ний методом главных компонент с последующей интерпретацией и дешифрированием;

обработки и анализа цифровой модели рельефа с использованием алгоритмов направленной текстурной фильтрации;

совместного анализа растровых изображений и цифровой модели рельефа, дешиф рирования с использованием 3D-визуализации и анаглифических (стерео) изображений.

Признаками выделения кольцевых (дуговых) структур послужили: кольцевые и дуговые границы между блоками с различными спектральными характеристиками и текстурой рельефа, кольцевые и дуговые границы между дешифрируемыми геологиче скими телами, границы ландшафтных неоднородностей дуговой и кольцевой морфологии.

Работы выполнялись в среде современных геоинформационных систем Erdas Imagine и ArcGIS. Интерпретация полученных данных проводилась с использованием геологических, глубинных геофизических (гравиметрических, ГСЗ, МОВЗ) и геохими ческих материалов. Использовались современные спектрозональные космические снимки низкого и среднего пространственного разрешения Modis, Landsat ETM+, Aster, обладающие различной естественной генерализацией и, радарные данные – SRTM и Aster Global DEM. Обработка, дешифрирование, анализ космоматериалов и моделиро вание геологических и рудно-геохимических систем выполнены в соответствии с мето дическими рекомендациями и разработанными подходами [1, 6].


Как показывает наш опыт, взаимосвязь строения рудогенных геохимических по лей с кольцевыми (вихревыми) структурами отчетливо прослеживается для объектов различных рангов, от регионального до локального [4]. Во всех случаях магматогенные кольцевые структуры, несмотря на разнообразную морфологию интрузивных тел, име ют почти идеально круглую форму. Это позволяет считать их вещественным выраже нием вихревого движения потоков магматогенных флюидов. В благоприятных ланд шафтных условиях совпадение контуров кольцевых структур и вихревых АГП различ ных рангов практически идеально, что многократно фиксировалось нами в различных регионах.

Таким образом, гидротермальные системы и связанные с ними геохимические по ля имеют причинно-следственную и пространственную связь с выявляемыми на кос моснимках кольцевыми структурами. Следовательно, естественная иерархия кольцевых структур, выявляемая на космоматериалах, может быть использована в качестве неза висимого инструмента ранжирования рудогенных геохимических полей.

Литература 1. Ананьев Ю.С., Поцелуев А.А., Житков В.Г. Космоструктурные позиции золото рудных объектов заангарской части Енисейского кряжа // Известия ТПУ, 2012. Т. 320.

№ 1. Науки о Земле. C. 38–47.

2. Вагина Е.А. Минеральные комплексы руд и генезис месторождения золота Чертово Корыто (Патомское нагорье): дис. … канд. геол-мин. наук. – Томск, 2012. – 141 с.

3. Ворошилов В.Г. Аномальные структуры геохимических полей гидротермальных месторождений золота: механизм формирования, методика геометризации, типовые модели, прогноз масштабности оруденения // Геология рудных месторождений. – 2009.

– Т. 51. – № 1. – С. 3–19.

4. Ворошилов В.Г. Вихревая природа рудогенных геохимических полей // Известия Томского политехнического университета. – 2012. – Т. 321. –№ 1. – C. 46–51.

5. Григоров С.А. Отражение в геохимическом поле рудообразующей системы в каче стве объекта геохимических поисков // Разведка и охрана недр. – 2009. – № 5. – С. 8–13.

6. Поцелуев А.А., Ананьев Ю.С., Житков В.Г., Назаров В.Н., Кузнецов А.С. Дистан ционные методы геологических исследований, прогноза и поиска полезных ископае мых (на примере Рудного Алтая). Томск: STT, 2007. 228 c.

7. Рейф Ф.Г. Условия и механизмы формирования гранитных рудно-магматических систем (по термобарогеохимическим данным). – М.: ИМГРЭ, 2009. 498 с.

8. Роддер Э. Флюидные включения в минералах. В 2-х томах. Том 1. М.: Изд. Мир:

1987. – 558 с.

U–PB-ИЗОТОПНЫЙ ВОЗРАСТ ЦИРКОНОВ В ЩЕЛОЧНЫХ ПОРОДАХ КУЗНЕЦКОГО АЛАТАУ 1 1 2 В.В. Врублевский, И.Ф. Гертнер, G. Gutirrez-Alonso, M. Hofmann, 1 О.М. Гринев, П.А. Тишин Томский государственный университет, Россия Университет Саламанка, Саламанка, Испания Музей естественной истории, Дрезден, Германия E-mail: labspm@ggf.tsu.ru Одним из проявлений палеозойского магматизма в Кузнецком Алатау считаются небольшие (до ~1,5–2 км2) щелочно-базитовые интрузивные массивы, расположенные в его северо-восточном секторе. По времени становления часть из них может рассматри ваться как производная крупной изверженной провинции раннего палеозоя (~ 10– 470 млн. лет) в пределах Центрально-Азиатского складчатого пояса (ЦАСП) [5]. При этом вмещающий Кузнецко-Алатаусский геоблок представляет собой каледонский тер рейн, структурно-вещественные комплексы которого сформировались преимуществен но в островодужной геодинамической обстановке [1]. Наряду с субщелочными габб роидами, в строении интрузивов принимают участие высокоглиноземистые основные и ультраосновные фойдолиты, нефелиновые и щелочные сиениты. По немногочислен ным данным Sm–Nd, Rb–Sr и U–Pb изотопного датирования предполагается, что вне дрение интрузий могло происходить в два этапа на среднекембрийском и раннедевон ском хронорубежах [3, 4, 11]. По-видимому, наибольшее распространение имеют по родные ассоциации раннего девона, которые представлены Кия-Шалтырским, Горяче горским, Кургусульским, Белогорским, Дедовогорским интрузивами и рядом сопрово ждающих относительно мелких сателлитов. Согласно Nd–Sr-изотопным данным, их доминирующий магматический источник сходен по составу с умеренно деплетирован ной мантией PREMA-типа, определявшей развитие Северо-Азиатского суперплюма и связанного с ним ранне- и среднепалеозойского базитового магматизма ЦАСП [10].

Проведенное нами впервые U–Pb изотопное датирование цирконов сразу в нескольких щелочных интрузивных массивах Кузнецкого Алатау позволяет определить временной диапазон их становления, оценить вероятные петрогенетические механизмы и источни ки магм в условиях взаимодействия плюма с активной континентальной окраиной.

Для определения U–Pb изотопного возраста были изучены 38 кристаллов и обло мочных зерен циркона в 5 пробах из пород Кия-Шалтырского, Горячегорского и Кур гусульского плутонов, являющихся типовыми производными щелочно-базитовой ассо циации Кузнецкого Алатау. Дипирамидально-призматический облик и проявленная зо нальность строения минерала свидетельствует о его магматической природе. Изотоп ные исследования выполнены в ЦИИ ВСЕГЕИ (Санкт-Петербург) на SHRIMP II по стандартной методике и в Музее естественной истории (Дрезден) методом LA–ICP–MS на приборной базе Element 2 XR с приставкой New Wave UP-193 Excimer Laser System.

При анализе результатов выявлены цирконы трех временных диапазонов. Наибо лее древние из них с возрастом ~1330–1500 млн. лет обнаружены в нефелиновых сие нитах (ювитах) Кургусульского массива и в лейкотералитах горы Горячей. При этом только в одном отчетливо зональном зерне определен конкордантный возраст (1330 ± 22 млн. лет), в остальных случаях фиксируется дискордия с верхним пересечением 1491 ± 38 или 1527 ± 61 млн. лет. Большинство проанализированных цирконов в юви тах имеют конкордантный возраст 484,3 ± 5,5 млн. лет (рис. 1). С ними синхронны практически все измеренные цирконы из фойяитов (Т = 483,9 ± 3,3 млн. лет) и жил не фелиновых микросиенитов (Т = 478,3 ± 4,8 млн. лет) Горячегорского интрузива (рис. 1).

В некоторых кристаллах наблюдается реверсивная зональность с разницей в возрасте ядерных и краевых частей ~ 4–15 млн. лет. Подобная зональность в пределах ~ 5 млн.

лет отмечается для цирконов из содалитовых сиенитов раннемеловой интрузии Эджи нао в Юго-Восточном Китае и связывается с потерей свинца при гидротермальном вы щелачивании [13].

Наряду с преобладающими ранненордовикскими датировками в изученных об разцах, для одного зерна из ювитов Кургусульского плутона уверенно определяется конкордантный возраст 393,6 ± 9,2 млн. лет. Он сопоставим с девонскими изотопными датами, полученными по циркону из жилы пегматоидного ийолита в центральной части Кия-Шалтырского массива (Т = 398,9 ± 5,5 млн. лет;

рис. 1) и из тела нефелинового сиенита на расположенной поблизости горе Дедовой (Т = 400,9 ± 6,8 млн. лет [4]). Не сколько более молодой возраст на уровне живетского века среднего девона получен для 4-х зерен циркона в нефелиновых сиенитах Кия-Шалтыря (Т = 387,5 ± 2,8 млн. лет, рис. 1) и для внешней зоны кристалла в микросиенитах Горячегорского массива (Т = 384,1 ± 5,1 млн. лет).

Рис. 1. U–Pb-изотопные диаграммы с конкордией для цирконов из щелочно-базитовых плутонов Кузнецкого Алатау Кургусульский массив: разновозрастные цирконы из ювита (проба KL2011-1);

Горячегорский массив:

цирконы из фойяита (проба G2011-1) и нефелинового микросиенита (проба G2011-3);

Кия-Шалтырский массив: цирконы из нефелинового сиенита (проба KS-25/1) и пегматоидного ийолита (проба KS-21/3) Важно отметить, что установленные разновозрастные цирконы могут содержаться в объеме даже ординарной пробы. Предположительно, присутствие наиболее древних разновидностей обусловлено их захватом щелочной магмой при подплавлении палео протерозойско–рифейской зрелой континентальной коры, слагающей фундамент Куз нецко-Алатаусского каледонского орогена. О существовании здесь ее фрагментов сви детельствуют Nd–модельные датировки (TNd (DM-2st) ~ 1,6–2,2 млрд. лет), которые получены для позднедокембрийских и палеозойских плагиогранитов региона [8]. Ранее считалось, что кристаллического основания такого возраста Кузнецкий Алатау не име ет [2]. Полученные результаты цирконометрии позволяют судить о более широком рас пространении пород древнего континентального цоколя в западном сегменте ЦАСП.

Самыми представительными в изученных щелочных породах являются цирконы с возрастом ~ 480–485 млн. лет. Эти значения попадают в диапазон ~ 470–510 млн. лет, характерный для многих проявлений разноформационного магматизма ЦАСП. Для большинства из них предполагается мантийный плюмовый источник. В Кузнецком Алатау в среднем кембрии–раннем ордовике формировались также щелочные породы и карбонатиты (Т = ~ 509 млн. лет) Верхнепетропавловского массива, производные (~ 483–500 млн. лет) когтахского габбро-сиенитового комплекса, гранитоиды (~ 493– 510 млн. лет) мартайгинского и тигертышского комплексов, субщелочные габброиды (~ 490 млн. лет) лужбинского комплекса [3, 7, 9, 12]. Обращает внимание факт совме стного нахождения цирконов двух генераций, имеющих дискретные изотопные даты, сопоставимые с временными этапами (~ 400 и ~ 500 млн. лет назад) развития магма тизма повышенной щелочности Кузнецкого Алатау [4, 6]. Одним из возможных меха низмов возникновения такого совпадения представляется метасоматоз и эрозия нижней части литосферы инициальным плюмом с ее последующим, примерно через 100 млн.

лет, повторным парциальным плавлением с сохранением в новообразованной щелоч ной магме цирконов предшествовавшего эпизода магмогенерации ~ 500 млн. лет назад.

В рамках данной геодинамической модели разрешается основное противоречие с пози ции плейттектоники, которое заключается в развитии настолько полихронного магма тизма со сходными изотопными параметрами в пределах достаточно ограниченной площади (~ 4500 км2) с размерами классической горячей точки. При этом допускается, что плюм, подъем которого происходил на рубеже кембрия–ордовика, инициировал только первоначальные щелочно-базальтоидные выплавки. Появление новых порций щелочной магмы в значительной степени было вызвано более поздним плавлением уже метасоматически измененного материала раннекаледонской континентальной литосферы.


Возможно, подобное мантийно-коровое взаимодействие способствовало образо ванию высокоглиноземистых расплавов и щелочных пород, обогащенных нефелином.

Кроме этого, предполагаемый полихронный характер развития щелочно-базитового магматизма Кузнецкого Алатау в кембрии-ордовике и в раннем-среднем девоне преду сматривает его эволюцию в сложной геодинамической обстановке, совмещающей плюмовые и, по-видимому, надсубдукционные источники.

Исследования выполнены при финансовой поддержке Министерства образования и науки РФ (проекты 14.В37.21.0686, 14.В37.21.1257, 5.3143.2011).

Литература 1. Берзин Н.А., Кунгурцев Л.В. Геодинамическая интерпретация геологических ком плексов Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. – 1996. – Т. 37. – № 1. – С. 63–81.

2. Владимиров А.Г., Пономарева А.П., Каргополов С.А. и др. Неопротерозойский возраст древнейших образований Томского выступа (Горная Шория) на основании U– Pb, Sm–Nd, Rb–Sr, Ar–Ar изотопного датирования // Стратиграфия. Геологическая кор реляция. – 1999. – Т. 7. – № 5. – С. 28–42.

3. Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Журавлев Д.З., Макаренко Н.А. Sm–Nd изотопный возраст и природа источника ассоциации щелочных основных пород и кар бонатитов Кузнецкого Алатау // Доклады Академии наук. – 2003. – Т. 391. – № 3. – С. 378–382.

4. Врублевский В.В., Гертнер И.Ф., Владимиров А.Г. и др. Геохронологические ру бежи и геодинамическая интерпретация щелочно-базитового магматизма Кузнецкого Алатау // Доклады Академии наук. – 2004. – Т. 398. – № 3. – С. 374–378.

5. Врублевский В.В., Крупчатников В.И., Изох А.Э., Гертнер И.Ф. Щелочные породы и карбонатиты Горного Алтая (комплекс эдельвейс): индикатор раннепалеозойского плюмового магматизма в Центрально-Азиатском складчатом поясе // Геология и гео физика. – 2012. – Т. 53. – № 8. – С. 945–963.

6. Довгаль В.Н., Широких В.А. История развития магматизма повышенной щелочно сти Кузнецкого Алатау. – Новосибирск: Наука, 1980. – 215 с.

7. Котельников А.Д., Врублевский В.В. Раннеордовикский магматизм Кузнецкого Алатау: результаты U–Pb (SHRIMP II)–датирования интрузивных фаз когтахского комплекса // Современное состояние наук о Земле. Материалы Междунар. конф. – Мо сква, 2011. – С. 986–987.

8. Руднев С.Н., Матуков Д.И., Сергеев С.А., Серов П.А. Позднерифейские плагио граниты Кузнецкого Алатау: состав, возраст и источники // Доклады Академии наук. – 2006. – Т. 410. – № 6. – С. 795–798.

9. Шокальский С.П., Бабин Г.А., Владимиров А.Г. и др. Корреляция магматических и метаморфических комплексов западной части Алтае-Саянской складчатой области / Гл. ред. А. Ф. Морозов. – Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал "ГЕО", 2000. – 187 с.

10. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Глубинная геодинамика, мантийные плюмы и их роль в формировании Центрально-Азиатского складчатого пояса // Петрология. – 2003.

– Т. 11. – № 6. – С. 556–586.

11. Gertner I.F., Vrublevsky V.V., Voitenko D.N. et al Plume-related alkaline basic magmatism of the Kuznetsk Alatau: The Goryachegorsk complex // Magmatism and Metallogeny of the Altai and Adjacent Large Igneous Provinces with an Introducing Essay on the Altaids. IAGOD Guidebook Series 16 / Eds. R. Seltmann, A. Borisenko, G. Fedoseev.

– London: CERCAMS/NHM, 2007. – P. 141–153.

12. Kotelnikov A.D., Vrublevskii V.V. New geochronological U–Pb isotopic data of granitoids from the Kuznetsk Alatau Ridge, SW Siberia // Mineralogical Magazine. – 2011.

V. 75. – N 3. – P. 1227.

13. Xu X.Sh., Zhang M., Zhu Kong-Yang et al. Reverse age zonation of zircon formed by metamictisation and hydrothermal fluid leaching // Lithos. – 2012. – V. 150. – P. 256–267.

ГЕОЛОГО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ЧЕРТЫ МЕЗОТЕРМАЛЬНОГО ЗОЛОТОРУДНОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ ЧЕРТОВО КОРЫТО (ПАТОМСКОЕ НАГОРЬЕ) Р.Ю. Гаврилов Национальный исследовательский Томский политехнический университет, Россия E-mail: GavrilovRY@ignd.tpu.ru Месторождение Чертово Корыто расположено на востоке Иркутской области в Патомском нагорье (рис. 1). Его детальная характеристика приведена в работах [2, 4].

Рудная залежь протяженностью 1,5 км, мощностью 150 м полого погружается на запад на расстояние до 500 м, в центральной части в соответствии со стратификацией вмещающей толщи раннепротерозойских углеродистых терригенных сланцев михай ловской свиты. Залежь сложена апосланцевыми метасоматитами пропилит березитового состава с жильно-прожилково-вкрапленной золото-сульфидно-кварцевой минерализацией.

Проведено дешифрирование аномальной структуры геохимического поля (АСГП) в объеме месторождения Чертово Корыто с тем, чтобы сопоставить результаты с полу ченными ранее по другим золотоносным объектам и уточнить геохимический прогноз но-поисковый критерий оруденения.

Картирование АСГП в пространстве осуществлялось с применением двух прин ципиальных подходов: первый основан на выделении ассоциаций химических элемен тов и анализе их распределения в пространстве, второй – на выделении областей про странства по тождественности геохимических характеристик.

Рис. 1. Схема расположения месторождения Чертово Корыто Полученные результаты существенно дополнили представления о структуре аномаль ного геохимического поля месторождения, разработанные на ранних этапах его изучения.

Установлено концентрически зональное строение аномального геохимического поля, которое слабо выражено в приповерхностной части месторождения в сравнении с его объемом.

По результатам опробования поверхностных горных выработок [2] среди рудо генных элементов устанавливаются три устойчивые ассоциации химических элемен тов: 1) Ag, As, Pb;

2) Cu, Zn;

3) Co, Ni, – создающие концентрически зональную струк туру геохимического поля (рис. 2).

Высококонтрастные ореолы рудогенных элементов: золота, серебра, мышьяка и свинца вносят основной вклад в создание АСГП месторождения Чертово Корыто.

Анализ геохимической информации, обработанной статистическими методами, показал, что все методики, в той или иной степени, отражают АСГП месторождения.

Одни показатели совпадают с выходом рудного тела на дневную поверхность, другие – с его границей, третьи – отражают геохимическую зональность месторождения.

Пространственная разобщенность геохимических ореолов золота с ореолами мышьяка, серебра и свинца, наблюдаемая в южной части площади, объясняется как не устойчивой корреляционной связью между химическими элементами, что установлено на примере гидротермально измененных пород углеродистой зоны метасоматического ореола на различных уровнях оруденения, так и снижением содержаний золота ниже промышленного уровня.

Рис. 2. Распределение значений факторов F1, F2, F на дневной поверхности месторождения 1 – контур промышленной рудной залежи на дневной поверхности (а) и контур не выходящих на дневную поверхность флангов промышленной рудной залежи в проекции на горизонтальную плоскость (б);

2 – траншеи и их номера Высококонтрастные ореолы мышьяка, расположенные в крупнообъемном мета соматическом ореоле, не всегда совпадают с промышленным контуром золота, что ос ложняет задачу выявления рудных интервалов.

В объеме рудной залежи, по результатам анализа керновых проб [3], наиболее контрастные геохимические ореолы ассоциаций рудогенных элементов оконтуривают центральную часть и ее периферию (рис. 3).

Эндогенные геохимические ассоциации, выявленные в объеме рудной залежи, в целом, согласуются со стадийностью гидротермального минералообразования.

Примененный комплекс методов обработки геохимической информации обеспе чил расшифровку АСГП. Наиболее существенные результаты геохимического модели рования золоторудного месторождения Чертово Корыто получены с применением ме тодов непараметрической статистики: кластерного и факторного анализов.

Созданная объемная геолого-геохимическая модель месторождения, уточненная, по результатам исследования вещественного состава руд месторождения [1], позволила уверенно локализовать объем, занимаемый рудной залежью.

Рис. 3. Обобщенная модель первичной геохимической зональности 1 – геохимические ассоциации, 2 – контур рудного тела В результате обработки геохимических данных по вторичным и первичным орео лам рассеяния методами математической статистики была расшифрована АСГП место рождения Чертово Корыто. Это позволило локализовать границы золотого оруденения как на поверхности, так и в изучаемом объеме недр.

Литература 1. Вагина Е.А. Минеральные комплексы руд и генезис месторождения золота Чертово Корыто (Патомское нагорье): автореф. дис. … канд. геол.-мин. наук. – Томск, 2012. – 23 с.

2. Гаврилов Р.Ю., Кучеренко И.В., Мартыненко В.Г., Верхозин А.В. Структура гео химического поля мезотермального золоторудного месторождения Чертово Корыто (Северное Забайкалье) // Разведка и охрана недр. – 2010. – № 11. – С. 19–24.

3. Гаврилов Р.Ю., Кучеренко И.В., Мартыненко В.Г., Верхозин А.В. Геохимическая зональность рудовмещающего ореола мезотермального золоторудного месторождения Чертово Корыто (Патомское нагорье) // Известия Томского политехнического универ ситета. – 2011. – Т. 319. – № 1. – С. 42–47.

4. Кучеренко И.В., Гаврилов Р.Ю., Мартыненко В.Г., Верхозин А.В. Петролого геохимические черты рудовмещающего метасоматического ореола золоторудного ме сторождения Чертово Корыто (Патомское нагорье) // Известия Томского политехниче ского университета. – 2008. – Т. 312. – № 1. – С. 11–20.

ГЕОДИНАМИКА И МИНЕРАГЕНИЯ БАЙКАЛЬСКОГО РЕГИОНА И.В. Гордиенко Федеральное государственное бюджетное учреждение науки Геологический институт Сибирского отделения Российской академии наук, Улан-Удэ, Россия, E-mail: gord@pres.bscnet.ru Изучение геодинамических режимов складчатых областей Земли с использовани ем методов тектоники литосферных плит позволили по-новому подойти к тектониче скому и минерагеническому анализу территорий. Так, при исследовании магматиче ских пород различного состава было установлено, что геохимические особенности по род практически не зависят от возраста, а определяются главным образом типом геоди намической обстановки, в которой они формировались. Было выявлено, что для каждой обстановки устанавливается строго определенное геодинамическое строение, ансамбль тектонических структур, магматических и метаморфических комплексов и связанных с ними месторождений полезных ископаемых [2, 4].

В докладе рассматриваются актуальные аспекты одной из важнейших фундамен тальных задач геологии по разработке научно-обоснованных критериев прогнозной оценки территорий на различные виды полезных ископаемых. Поставленная задача решалась на основе обобщения структурно-геологических, петролого-геохимических и изотопно-геохронологических данных с применением террейнового анализа и палео геодинамических реконструкций. На составленной нами «Геодинамической карте Бай кальского региона и сопредельных территорий» [1] выделены разнообразные геодина мические обстановки формирования тектонических структур региона в течение рифея, палеозоя и мезозоя, которые характеризуют возрастные геодинамические этапы и свя занное с ними профилирующее на изученной территории эндогенное оруденение. Вы деленные типы геодинамических обстановок позволяют ранжировать конкретные ми нерагенические таксоны в ранге промышленных объектов с пространственной их при вязкой на огромной территории Байкальского региона (в основном в пределах Респуб лики Бурятия). Данная территория является одной из уникальных рудных провинций Центральной Азии. Геологоразведочными работами на территории Бурятии выявлено более 600 месторождений полезных ископаемых, из них более 400 учтено государст венным балансом. Здесь открыты наиболее крупные в России колчеданно полиметаллические, редкометалльные и урановые месторождения. В Бурятии сосредо точено 48 % балансовых запасов цинка и 24 % свинца Российской Федерации. Запасы вольфрамовых руд Бурятии составляют 27 % от всех разведанных запасов России и 15% от их добычи в стране. Доля Бурятии в разведанных запасах молибденовых руд России составляет 37 %, причем 20 % запасов представлены самыми высококачествен ными рудами. Разведанные запасы урана только по двум месторождениям составляют 64 тыс. т, прогнозные – 140 тыс. т. Сводными запасами учтено 218 рудных и россып ных месторождений золота (13 рудных, 200 россыпных и 6 комплексных). Кроме того, имеются другие объекты стратегического минерального сырья (4-месторождения бе риллия, 2-олова, 3-хризотил-асбеста, 3-особо чистого кварцевого сырья, а также танта ла, ниобия, платины, никеля, марганца, титана, скандия, серебра, стронция, редких зе мель иттриевой группы и др.). Практически они составляют значительную часть мине рально-сырьевой базы страны. Естественно, что весь этот огромный потенциал должен работать на модернизацию экономики, обороноспособности и национальной безопас ности России, в том числе на развитие Республики Бурятия.

Установлено, что формирование современного геологического и минерагениче ского облика рассматриваемого региона связано с геодинамической эволюцией текто нических структур и магматизма, в ходе которой функционировали рудообразующие системы различного типа. Поэтому геодинамическая и минерагеническая эволюция тектонических структур Байкальского региона и сопредельных территорий рассматри вается через серию палеогеодинамических реконструкций, составленных на опреде ленные этапы геологического развития от позднего докембрия до мезозоя. На исследо ванной территории отчетливо выделяются позднерифейские или байкальские, венд раннепалеозойские или каледонские, средне-верхнепалеозойские или герцинские, ран немезозойские или киммерийские этапы формирования тектонических структур, маг матических и рудоносных комплексов.

Геодинамические обстановки и минерагения байкальского этапа связана с зало жением и развитием океанических структур Палеоазиатского океана [2, 6, 12]. В Се верном Прибайкалье и Западном Забайкалье в байкальский этап в приэкваториальной зоне активно формировался Баргузино-Витимский океанический бассейн и сопряжен ные с ним Келянская и Метешихинская островодужные системы, а в Восточном Саяне – Дунжугурская, Шишхидгольская и Сархойская энсиматические островные дуги. К концу позднебайкальского этапа (630 млн. лет) завершилось формирование островных дуг, окраинноморских бассейнов, микроконтинентов и причленения их к окраине Си бирского кратона. В результате образовался Саяно-Байкальский складчатый пояс бай калид. Эти аккреционно-коллизионные процессы сопровождались внедрением колли зионных и постколлизионных гранитоидов. Вследствие этих процессов вблизи границ Сибирской платформы сформировался коллаж позднерифейских террейнов различной геодинамической природы, которые в начале венда образовали пассивную континен тальную окраину Сибирского континента.

Минерагения различных геодинамических обстановок байкальского этапа связана с формированием средне-позднерифейских спрединговых (офиолитовых) зон и сопря женных с ними островодужных систем Саяно-Байкало-Муйского пояса [3, 7, 9]. В это время образовались месторождения чистого кварцевого сырья (Черемшанское, Чулбон ское, Бурал-Сарьдаг, Атарханское), асбеста (Ильчирское, Молодежное), проявления хромитов с платинометалльной минерализацией (Гольцовый, Оспинский, Шаманский массивы) и ряд проявлений марганца. С данным этапом связано начало формирования золотого оруденения в углеродистых толщах (Барунгольское, Ольгинское, Медное, Ильчирское, Черемшанское и другие проявления). С эволюцией Келянской палеоост ровной дуги связано формирование расслоенных ультрабазит-базитовых массивов с медно-никелевым оруденением (Маринкинский, Чайский, Авкитский, Йоко Довыренский) и золотого оруденения Келянского островодужного террейна (месторо ждения и проявления Ирокиндинское, Кедровское, Юбилейное, Ирбинское, Нерундин ское, Каменное, Каралон, Бахтернак и др.). Рифтогенные структуры Байкало-Муйского пояса контролируют платино-золоторудное месторождение Сухой Лог, крупнейшее в нашей стране Холоднинское свинцово-цинковое месторождение и ряд других перспек тивных проявлений и месторождений. В результате деструкции раннедокембрийской континентальной коры сформированы локальные спрединговые зоны (Шаманская и Бурлинская), контролирующие золотоносные россыпи. К подобным структурам при урочены в Северобайкальском и Муйском рудных районах проявления бериллия (Ды лыбдыкит, Двуглавое, Анамакит, Абчада, Укучикта, Уакит и Левоминьская, Намамин ская золото-полиметаллические зоны). Следует отметить выделение в Байкало Муйском поясе крупной платиноносной провинции, в которой первоочередными объ ектами на платиноиды являются уникальные расслоенные никеленосные интрузивы – Йоко-Довыренский, Чайский, Нюрундуканский и др.

Геодинамические обстановки каледонской эпохи являются важнейшим этапом формирования складчатой структуры и минерагении палеозоид южного обрамления Сибирской платформы. В раннекаледонскую эпоху сформированы спрединговые зоны срединно-океанических хребтов, энсиматические (Восточно-Тувинская и Джидинская) и энсиалические (Удино-Витимская и Ангино-Таланчанская) островные дуги с протя женными зонами субдукции и задуговыми окраинными морями. В позднекаледонскую эпоху проявлены интенсивные аккреционно-коллизионные процессы сжатия, скучива ния сиалических масс в результате столкновения террейнов различной геодинамиче ской природы и формирования на обширной территории Прибайкалья и Западного За байкалья коллизионных (внутрикоровых) и постколлизионных (внутриплитных) грани тоидных комплексов [5].

Минерагения венд-раннепалеозойской Удино-Витимской островодужной системы энсиалического типа, в отличие от рифейских островных дуг, специализирована на же лезорудное, колчеданное и колчеданно-полиметаллическое оруденение, которое широ ко развито в Еравнинском островодужном террейне, сложенном вулканогенно осадочными породами раннепалеозойского возраста [3, 5, 11]. Здесь только в одном Озернинском рудном узле среди нижнекембрийских осадочно-вулканогенных пород известно более 30 месторождений колчеданно-полиметаллических, железо-оксидных, железо-марганцевых руд [8]. Для Джидинской островной дуги энсиматического типа характерны золоторудная и хромитовая минерализация, которые связываются с океа ническими и островодужными комплексами венда-кембрия. Металлогеническая спе циализация коллизионного этапа развития каледонид региона характеризуется золото медно-порфировыми месторождениями (Коневинское, Зун-Холба, Пограничное и др.).

В герцинский этап развития территории по окраине Сибирского континента в ус ловиях рассеянного рифтогенеза и разнонаправленной субдукции проявились мас штабные тектономагматические процессы, которые завершились формированием окра инно-континентального девонского Саяно-Забайкальского вулканоплутонического пояса. В пределах Хэнтэй-Даурско-Агинской системы окраинно-континентальных спрединговых морей образовался Монголо-Охотский океанический бассейн. В тылу активной окраины Сибирского кратона в позднем карбоне – раннем триасе сформиро вался Селенгино-Витимский (Монголо-Забайкальский) вулканоплутонический пояс рифтогенного типа. К этому времени относится формирование крупных гранитоидных батолитов – Ангаро-Витимского (320–290 млн. лет) и Даурского (260–250 млн. лет).



Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 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.