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 | 2 || 4 |

«Министерство природных ресурсов Российской Федерации Федеральное агентство по недропользованию Российская Академия наук Всероссийский научно ...»

-- [ Страница 3 ] --

рис. 1). Эта система обес всей остальной антарктической окраине от моря печивалась регулярным и достаточно интенсив Рисер Ларсена до моря Дэйвиса (кроме, воз ным привносом терригенного материала на про можно, восточной части моря Содружества), где тяжении всего периода синледниковой седимен переход от морских к ледниково морским осад тации, что привело к формированию, вероятно, кам маркируется несогласием RLS4/CS4, синх самой мощной (до 3,2 с или около 3,5 км) глубо ронным несогласию WL4. ководной толщи ледниково морских осадков на Ранняя стадия формирования синледнико континентальной окраине Антарктиды. В запад вого комплекса осадочного чехла моря Моусона ной части моря Моусона продолжают накапли (подкомплекс «WL3—WL3а») характеризуется ваться иловые волны, создаваемые устойчивым развитием стратифицированных отложений в во потоком донных вод в это районе.

сточной части бассейна и преобладанием полу В глубоководной области бассейна моря прозрачных отложений в его западной части Моусона, выше границы несогласия WL4, начи (между 109° и 116° в.д.), которые распространены нается повсеместное развитие глубоководных Рис. 6. Сейсмический разрез осадочного чехла бассейна, демонстрирующий строение контуритового наноса (дрифта) в подножии банки Брюс.

подводных каньонов и намывных прирусловых бидитных течений), стекающих по подводным валов, характерное и, вероятно, изохронное для каньонам (Faugeres et al., 1999).

всей континентальной окраины Антарктиды. В верхней части разреза синледниковых Таким образом, к моменту, когда началось син осадков широкое распространение приобретают ледниковое осадконакопление в бассейнах окра волнообразные отражения (иловые волны) и ины от 0° до 100° в.д., в море Моусона уже нако структуры (фации), образованные в результате пилось до 1,0 км ледниково морских осадков. взаимодействия контурных и турбидитных тече Намывные валы, как правило, хорошо страти ний. Стратиграфический уровень, определяю фицированы и характеризуются непрерывными, щий начало развития этих фаций, отмечается и, чаще всего, изогнутыми вверх параллельными только фрагментарными слабыми отражающи отражениями, которые полого погружаются в ми границами, которые плохо коррелируются на сторону от бортов каньонов, сближаясь друг с разрезах, но по общему характеру фациальных другом и создавая все более контрастный рельеф изменений может корреспондироваться с не по мере вертикального наращивания разреза. В согласием CS5, идентифицированным в морях некоторых каньонах отмечаются следы эрозии Космонавтов, Содружества и Дэйвиса. Средняя (чаще на их западных склонах). Система каньо скорость упругих волн в синледниковом комп нов и валов имеет общее северо восточное про лексе бассейна моря Моусона составляет 2,2— стирание. В абиссальной котловине (под морс 2,5 км/с, а его мощность меняется от 1,0—2,25 с ким дном с глубинами более 4 000 м) каньоны и (1,1—2,5 км) в восточной части района исследо валы исчезают, а разрез ледниково морских осад ваний до 2,0—3,0 (2,4—3,5 км) в его западной ков приобретает покровный облик. Образование части (возможно здесь обнаружен самый мощ намывных валов связано с отложением осадков ный и стратиграфически полный разрез синлед из краевых частей суспензионных потоков (тур никовых осадков в Антарктике;

рис. 5).

Рис. 7. Схема изохрон мощности осадочного чехла бассейна моря Моусона.

Суммарная мощность осадочного чехла бас го (рифтогенного) и океанического типов. Она сейна моря Моусона составляет 2,5—5,5 с (5,0— совпадает с южным ограничением области раз 9,0 км) на изученной части внешнего шельфа и вития фундамента, характеризующегося рель подножии континентального склона, 1,5—2,5 с ефной бугристой поверхностью, выклинивани (2,0—6,0 км) в абиссальной котловине и 0,5—2,0 ем нижнего (рифтового) комплекса осадочного (0,7—2,2 км) в пределах банки Брюс (рис. 7). чехла и маркируется линейной магнитной ано малией. Мощность земной коры бассейна моря Заключение В результате проведенных исследований вы Моусона, согласно данным МПВ и результатам явлены основные особенности строения фунда моделирования аномалий поля силы тяжести, мента континентальной окраины в бассейне составляет 25—20 км в шельфовой части бассей моря Моусона. В региональном отношении по на, 10—13 км в подножии континентального верхность фундамента образует крупный линей склона и 9—10 км в абиссальной котловине.

ный периконтинентальный прогиб, ограничен В осадочном чехле глубоководной области ный на западе банкой Брюс, с максимальным по бассейна по сейсмическим данным идентифици гружением в подножии континентального скло ровано три основных главных региональных не на до 8—11 км. Установлено, что бассейн моря согласия: WL1, WL2, WL3, разделяющие индиви Моусона представляет собой невулканическую дуальные сейсмические комплексы. Нижний окраину с максимальной величиной растяжения сейсмический комплекс имеет мощность до 4 км земной коры и выходом ультраосновных сер и представляет собой рифовый этаж бассейна, пентинизированных пород верхней мантии в который образовался на этапе растяжения зем основании осадочного чехла. В результате интер ной коры в позднеюрско ранемеловое время. Не претации геофизических данных определено по согласие WL1 связано с завершением рифтовой ложение границы между корой континентально стадии развития окраины и раскрытием океана между Австралией и Антарктидой. Пострифто отложениями. Верхний комплекс отличается вый этаж осадочного чехла представлен комплек многообразием сейсмических фаций, определя сом «WL1—WL2» позднемелового возраста мощ ющих его ледниково морской генезис. Внутри ностью до 1,3—15, км, комплексом «WL2—WL3» комплекса выделяется еще два несогласия (WL3a палеоцен позднеэценового возраста мощностью и WL4), разделяющих слои с собственной харак не более 1 км и комплексом «WL3—дно» позднеэ терной структурой волнового поля. Предполага оцен четвертичного возраста мощностью до ется, что синледниковое осадконакопление в 3,5 км. Два нижних комплекса пострифтового море Моусона началось раньше, чем на всей ос этажа имеют однородное строение и преимуще тальной окраине южной части Индийского океа ственно сложены морскими гемипелагическми на от моря Рисер Ларсена до моря Дэйвиса.

Список литературы Barker P.F., Barrett P., Camerlenghi A., Cooper A.K., Faugeres J. C., Stow D.A.V., Imbert P., Viana A.R., Davey F., Domack E., Escutia C., Jokat W., O’Brien P., Wynn R.B. 1999. Seismic features diagnostic contourite 1998. Ice sheet history from Antarctic Continental margin drifts. Marine Geology. V. 162, pp. 1—38.

sediments: the ANTOSTRAT approach. Terra Antarctica. Goncharov A., Petkovic P., Leitchenkov G., Tas № 5 (4), pp. 737—760. sel H. 2005. Basement and crustal results from the Boillot G. and Froitzheim N. 2001. Non volcanic Bremer subbasin, SW Australia and its Antarctic rifted margins, continental break up and onset of seafloor counterpart drive Australia Russia cooperation.

spreading: some outstanding questions. In: Research Notes, pp. 15—21.

Wilson R.C.L., Whitmarsh R.B., Taylor B., Froit Kuvaas B., Leitchenkov G. 1992. Glaciomarine zheim N (Eds.). Non Volcanic rifting of continental turbidite and current controlled deposits in Prydz Bay, margins: a composition of evidence from land and sea. Antarctica. Marine Geology. V. 108, pp. 365—381.

Geolоgical Society, London, Special Publication. № 187. Rebesco M., Larter R.D., Barker P.F., Camer pp. 9—30. lenghi A., Vanneste L. The history of sedimentation on the Cooper A.K., Barret P., Hinz K., Trube V., Leit continental rise west of the Antarctic Peninsula. 1997. In:

chenkov G., Stagg H.M.J. 1991. Cenozoic prograding Barker P.F., Cooper A.K. et.al (eds.). Geology and sequences of the Antarctic contuinental margin: a record acoustic stratigraphy of the Antarctic Continental of glacio eustatic and tectonic events. Marine Geology. Margin — Records of Environmental Change, AGU, № 102, pp. 175—213. Ant. Res. Ser. V. 71, pp. 29—49.

Dean S.M., Minshull T.A., Whitmarsh R.B., Lou Stagg H. M.J. and Willcox J. B. 1991. Structure and den K.E. 2000. Deep structure of the ocean continent hydrocarbon potential of the Bremer Basin, southwest transition in the Southern Iberia Abyssal Plain from Australia. BMR Journ. Aus Geol. and Geoph. № 12, Seismic Refraction Profiles: The IAM 9 transect at pp. 327—337.

40°20' N. Journ. Geoph. Res. V. 105. pp. 5859—5885 Tikku A.A. and Cande S.C. 1999. The oldest De Santis L., Brancolini G., Donda F. 2003. Seismo magnetic anomalies in the Australian Antarctic Basin:

stratigraphic analysis of the Wilkes Land continental Are they isochrones? Journ. Geoph. Res. V. 104, № B1, margin (East Antarctica): Influence of glacially driven pp. 661—667.

processes on the Cenozoic deposition. Deep Sea Whitmarsh R.B., White R.S., Horsefield S.J., Research II. V. 50, № 8—9, pp. 1563—1594. Sibuet J C., Recq M., Louvel V. 1996. The ocean Dick H. J. B., Lin J., Schouten H. 2003. An continent boundary off the western continental margin of ultraslow spreading class of ocean ridge. Nature V. 426, Iberia: Crustal structure west of Galicia Bank. Journ.

№ 27, pp. 405—412. Geph. Res. V. 101, № B12, pp. 28291—28314.

Геологические исследования на массиве Шо, г. Принс Чарльз, Восточная Антарктида (50 РАЭ, предварительные результаты) В 2004—2005 гг. проводилась юбилейная 50 я новные географические элементы региона. Она Российская Антарктическая экспедиция (РАЭ). делит описываемую часть суши на западную Научная программа экспедиции включала раз часть — Землю Мак Робертсона и восточную — нообразные геологические, геодезические и Землю Принцессы Елизаветы. Именно с запада комплексные аэрогеофизические работы, био от ледников расположены горы Принс Чарльз логические, метеорологические и другие иссле (ГПЧ). ГПЧ представляют собой сочетание гор дования. Геолого геофизические исследования в ных массивов, отдельных гор и нунатаков, вы Антарктике выполнялись сотрудниками Феде тянутых в меридиональном направлении более рального государственного унитарного научно чем на 500 км. Горы подразделяются на три райо производственного предприятия «Полярная на — южную, центральную и северную горные морская геологоразведочная экспедиция» области. К центральной части ГПЧ относят ряд (ФГУНПП «ПМГРЭ») в составе РАЭ, осуществ массивов, которые тянутся вдоль ледника Лам ляемых ГУ ААНИИ Росгидромета, в рамках про берта узкой полосой. Это горные массивы Мере граммы — «Изучить геологическое строение и дит, Фишер, Уиллинг, Коллинс, Шо и ряд мел оценить минерагенические перспективы горных ких нунатаков. Массив Шо, а также горы Джонс, районов Земли Мак Робертсона (массив Шо, Изабель, нунатак Ели, относящиеся к объектам г. Джонс, г. Изабель) и Земли Принцессы Елиза изучения, располагаются в центральной части веты (в составе 50 РАЭ)». Автор данной работы ГПЧ, в пределах сектора с координатами 71°59'— как представитель ВНИИОкеангеология, на ос 72°31' ю.ш., 66°35'—67°10' в.д.

нове соглашения с ФГУНПП «ПМГРЭ», в каче В описываемом регионе расположено не стве геолога 1 категории, принимал участие в сколько зимовочных станций и полевых баз, 50 РАЭ в составе геологического отряда (началь принадлежащих как России, так и другим госу ник отряда Д.М. Воробьев). Согласно конкурс дарствам. Российская зимовочная станция Про ному геологическому заданию, геолого геофи гресс (холмы Ларсеманн), полевые базы Союз зические работы 50 РАЭ проводились в одном из (озеро Бивер) и Дружная 4 (бухта Саннефьорд) наиболее важных и перспективных регионов Во составляют необходимую логистическую инф сточной Антарктиды, Земле Мак Робертсона — раструктуру для проведения различных отече труднодоступной центральной части гор Принс ственных исследований в данном регионе. Так Чарльз. Таким образом, в ходе 50 РАЭ были про же в прибрежном оазисе Вестфолль расположе ведены полевые геологические исследования на на австралийская зимовочная станция Дейвис, массиве Шо и авиадесантные геологические ис на холмах Ларсеманн размещены китайская зи следования на г. Джонс, г. Изабель, нунатаке Ели. мовочная станция Зонг Шанг и австралийская сезонная база Лоу.

Массив Шо расположен в 360 км к югу от Географическое положение района побережья залива Прюдс (наиболее удаленный исследований и организация полевых работ объект — г. Джонс, в 400 км.). Площадь горного массива составляет 72 км2. Максимальная длина Регион Земли Мак Робертсона (горы Принс Чарльз) относится к прибрежной части Восточ массива с запада на восток составляет около ной Антарктиды, условно принадлежит к секто 15 км, максимальная высота — 1333 м. (г. Пло ру между южными широтами от 68o до 75o и вос щадка). Шо представляет собой единый, плос точными долготами от 60o до 70o (рис. 1). Главен ковершинный, пенепленизированный горный ствующее географическое положение в регионе комплекс с крутыми, часто обрывистыми скло занимает система ледников Ламберта—Эймери, нами (рис. 2). Относительное превышение мас которая простирается в юго юго западном на сива над ледовой поверхностью в среднем со правлении. К этой системе приурочены все ос ставляет около 500 м.

Рис. 1. Схема выполненных геологических работ в районе гор Принс Чарльз в 50 РАЭ.

В период с 4 по 11 января 2005 г., после дос г. Изабель, нунатаке Ели, проводились с 12 янва тавки сотрудников геологического отряда на по ря по 4 февраля 2005 г. Привязка на местности левую базу Дружная 4 с НЭС «Академик Федо осуществлялась по картам и аэрофотоснимкам ров», были проведены подготовительные работы масштабов 1:70 000—1:200 000, а также с помо по переброске геологов на массив Шо. 12 января с щью портативных спутниковых приборов JPS. В помощью вертолета Ми 8, двумя рейсами, была ходе работ первоочередными задачами являлись:

осуществлена заброска геологического отряда на выделение и картирование метаморфических массив Шо, где непосредственно у горного под толщ;

структурно геологические и петрологи ножия, был создан полевой лагерь. Геологичес ческие исследования;

поиски потенциально ру кие исследования на массиве Шо, г. Джонс, доносных тел;

аэровизуальные наблюдения.

зис, и образовались как за счет про грессивного метаморфизма пород Рукерского комплекса, так и за счет регрессивного метаморфизма Бивер ского комплекса с возможным добав лением нового вещества (Каменев Е.Н., 1990).

Массив Шо, как и горы Джонс, Изабель, нун. Ели, являются мало изученными объектами. Единствен ные рекогносцировочные исследова ния массива Шо были проведены со ветскими геологами в ходе авиаде сантных работ 34 САЭ (1988—89 гг.).

Также отрывочные сведения о геоло гическом строении района Шо пред Рис. 2. Вид на массив Шо с севера. К тектонике: в обрывистой стенке наблюдается складчатая структура — изоклинальная, ставлены в зарубежной литературе асимметричная складка деформации D3. В данном сечении (Mikhalsky E.V. et al., 2001;

Tingey R.J.

складка кажется веерообразной. et al., 1973, 1981). В результате преды дущих исследований было установле но, что массив состоит из двух структурных бло ков, разделенных разломом северо восточного Геоструктурная позиция района Шо направления, и сложен в основном мигматизи рованными плагиогнейсами. В восточной части С геологических позиций регион располо массива мигматизированные биотитовые гней жен в пределах докембрийской Восточно Антар сы, плагиогнейсы прорываются пегматоидными ктической платформы. В пределах рассматрива емого района, на платформе выделяются три жилами гранитного состава.

тектонические провинции: 1 — архейский Вест Геологическое строение массива Шо фольский протократон;

2 — архейская Рукерс кая гранит зеленокаменная область;

3 — проте На наш взгляд, геологическая позиция, тек розойский Вегенер Моусонский подвижный тоническое строение и метаморфизм являются пояс. Массив Шо относится к обособленному едиными для всего района — от массива Шо до Ламбертскому комплексу (Иванов В.Л., Каме г. Джонс. Поэтому при описании массива приве нев Е.Н. Геология и минеральные ресурсы Антарк дены результаты исследований, включая и рай тики, 1990), относящемуся к краевой части про он авиадесантных работ (г. Изабель, Джонс, ну терозойского Вегенер Моусоновского подвиж натак Ели).

ного пояса. Являясь переходной областью между Массив Шо представляет собой структурно собственно подвижным поясом (Биверский ме вещественный блок, сложенный породами еди таморфический комплекс) и архейской Рукерс ной метаморфической толщи (рис. 3). В ее со кой гранит зеленокаменной областью, Ламберт став входят в различной степени мигматизиро ский комплекс состоит преимущественно из ванные, биотитовые, гранат биотитовые, амфи высокометаморфизованных (от высокой ступе бол биотитовые (±пироксен) гнейсы и ни амфиболитовой до гранулитовой фации ме плагиогнейсы до лейкократовых мигматитов, таморфизма) пород, образовавшихся в поздне линзовидно полосчатые биотитовые (±амфи мезопротеротерозойское — ранне неопротеро бол) гнейсы, гранат силлиманит биотитовые зойское время (около 1200—950 млн лет). гнейсы, реже кристаллические сланцы (рис. 4).

Породы, обнажающиеся на территории Имеющиеся разновидности были разделены на массива Шо (г. Джонс), были включены в Лам группы пород, относительно близкие по веще бертский комплекс Каменевым Е.Н. на основа ственному составу, текстурно структурным нии степени метаморфизма, распространения признакам.

характерных разновидностей гнейсов и кристал Строение массива Шо определяется чере лических сланцев, известковых пород, мигмати дованием пластовых тел лейкократовых биоти тов и раннепалеозойских гранитов и пегматитов. товых (±гранат) гнейсов до мигматитов и пачек Было предположено, что породы Ламбертского меланократовых биотитовых, гранат биотито комплекса имеют полиметаморфический гене вых, амфибол биотитовых гнейсов. К главным Рис. 3. Геологическая карта массива Шо, г. Принс Чарльз.

Рис. 4. Морфологические разновидности мигматизированных гнейсов массива Шо.

А — тонкополосчатые биотитовые гнейсы, Б — послойно мигматизированные биотит амфиболовые гнейсы, В — волнисто полосчатые биотитовые гнейсы, с участками плойчатого строения, Г — агматиты, элементы птигмати товой текстуры (в левом нижнем углу).

особенностям в чередовании горных пород гео Кроме метаморфических пород в строении логического разреза можно отнести наличие массива принимает участие комплекс метаинт разнообразных сочетаний пород по составу, по рузивных и жильных пород, представленный (от степенные переходы из одной разновидности в древних к молодым) пластовыми и секущими те другую, нивелирование контактов между слоя лами группы метагабброидов, биотитовыми или ми, свойственное метаморфическим толщам. Гео двуслюдяными пегматитами, дайками аплитов, логические тела, обнажающиеся в районе работ, кварцевыми, гранат кварцевыми жилами, жиль как правило, выдержаны по простиранию и не ными гидротермальными метасоматитами.

редко прослеживаются в пределах всего масси Кайнозойские ледниковые образования в ва. Вопрос возрастных взаимоотношений между районе массива Шо представляют позднеплей пачками гнейсов на данном этапе остается нере стоценовые голоценовые (gl QIII IV) и голоцено шенными. вые (gl QIV) отложения. Первые относятся к аб Также определяющим фактором в форми ляционной морене и покрывают выровненное ровании структуры массива Шо явились текто вершинное плато массива Шо. Кроме того, они нические процессы. Массив представляет собой формируют боковые морены, локально разви сложную структуру, где главными являются две тые на склонах массива. Среди голоценовых от изоклинальные лежачие складки с ундулирую ложений развиты современные боковые море щими шарнирами. Синклинальная структура, ны, узкими (50—70 м) полосами окаймляющие вскрытая в обнажениях массива Шо, занимает массив с юга и севера.

более двух третей площади массива (рис. 5, 6).

Породы, слагающие массив Шо, образуют ниж Метаморфический комплекс нее крыло этой лежачей складки. Данная струк Биотитовые, гранат биотитовые гнейсы, пла тура зафиксирована при аэровизуальных на гиогнейсы, мигматиты блюдениях и установлена геологическим карти Слагают пластовые тела, обнажающиеся в рованием массива. центральной и южной частях массива Шо. Их мощность составляет первые десятки метров, а ширина вы ходов, в силу пологого падения пород, может достигать 500 м.

Гнейсы представляют собой среднезернистые породы свет ло бурой, бурой окраски. Ма фический индекс (М) колеблет ся от 10 до 25. В количестве 1— 5% может встречаться гранат, равномерно рассеянный по по роде и образующий выделения размером до 5 мм. Гнейсы миг матизированы в различной сте пени. Мигматизация пород не равномерна, местами породы приобретают птигматитовый облик, представляя собой уже мигматиты. Большей частью гнейсы имеют послойную, вол нистую или плойчатую мигма тизацию. В основном, лейко сома кварц плагиоклазового состава образует слойки мощ ностью 1—3 см и составляет 10—25% объема пород. Иногда лейкосома и меланосома обра зуют мощные прослои (до 2— 3 м). Редко лейкосома состав ляет до 80% объема породы.

Характерной особенностью по род является наличие среди них крупно среднезернистых кварц полевошпатовых зон (от 1—2 до 6—7 м), в которых ис ходно лейкократовые, биоти товые гнейсы почти нацело Рис. 5. Реконструкция складчатого строения метаморфических толщ массива Шо. «изменены» под действием, ве роятно, флюидного силикат ного метасоматоза. Наблюда ются участки гнейсов с отчет ливой полосчатостью, которые плавно исчезают в кварц поле вошпатовом «субстрате».

Контакты пластовых тел с вмещающими меланократовы ми гнейсами (см. ниже) соглас ные, часто постепенные. Не редко они осуществляются че рез переслаивание пластами Рис. 6. Реконструкция лежачей изокли нальной структуры этапа деформаций D2.

мощностью до 1 м на интервале 3—5 м. Относи ко в нижней части которого проявлена линзо тельно крупные пластовые тела биотитовых видно полосчатая текстура. Минеральный со гнейсов нередко содержат пропластки мелано став биотитовых, гранат биотитовых гнейсов:

кратовых гнейсов мощностью до 1,5 м. Помимо кварц (20—45%), калиевый полевой шпат (20— крупных пластовых тел, биотитовые гнейсы 40%), плагиоклаз (15—40%), биотит (15—20%), входят в состав пачек переслаивания с мела амфибол(0—5%), акцессорные — сфен, рудный нократовыми гнейсами различного состава. минерал.

Наиболее крупная из них обнажается в юго во Группа меланократовых гнейсов сточной части массива Шо, к северо востоку от Встречаются в пределах всего массива Шо, полевого лагеря. Биотитовые гнейсы здесь об но наиболее крупные их выходы расположены в разуют пласты мощностью первые метры. Их северной и юго восточной частях массива. Груп общее количество составляет около 30% всего па меланократовых гнейсов неоднородна и харак объема пачки. теризуется широкими вариациями вещественно Минеральный состав биотитовых, гранат го состава, общей чертой которых является тем биотитовых гнейсов: кварц (20 45%), калиевый ная окраска породы (обусловлена высоким со полевой шпат (20—40%), плагиоклаз (15—40%), держанием цветных минералов, мафический биотит (15—20%), гранат — 0—5%, акцессор индекс выше 35), что и определило создание ные — циркон, рудный минерал. Минеральный единой группы, в первую очередь для геокарти состав биотитовых плагиогнейсов: кварц (20— рования. Часто породы связаны постепенными 35%), плагиоклаз (15—20%), биотит (2—10%), переходами от одного типа к другому и совмест гранат — до 2%, акцессорные — циркон, рудный но слагают картируемые гнейсовые пачки.

минерал. Калиевый полевой шпат встречается в К группе меланократовых гнейсов отнесены интерстициях в виде единичных изометричных следующие разновидности пород (по степени рас зерен, иногда до 2—3%. Лейкосома мигматитов пространенности):

представлена крупно среднезернистыми лей биотитовые, амфибол биотитовые (±пи кократовыми биотитовыми (биотита до 5—6%) роксен) гнейсы до мигматитов;

гранитами (±гранат). Меланосома — биотит гранат биотитовые гнейсы;

кварц полевошпатовая порода: биотита (25— биотитовые, амфибол биотитовые (±гра 45%) с гранатом (1—5 %). нат) кристаллосланцы;

Линзовидно полосчатые биотитовые (±ам биотитовые амфиболиты;

фибол) гнейсы амфибол биотитовые плагиогнейсы Распространены в юго восточой и цент Наиболее мощная пачка меланократовых ральной частях массива Шо. Линзовидно по гнейсов обнажается в северной части массива лосчатые гнейсы формируют пластовые тела Шо, к северо востоку от вершины горы Пло мощностью от первых метров до первых десят щадка. Она залегает в ядре сжатой лежачей ков метров. Наиболее крупное тело обнажается в складки, дешифрируемой по фотоснимкам се юго восточной части массива и прослеживается веро восточного борта массива Шо. Выходы на расстоянии 4 км. данной пачки протягиваются на 4,5 км с запада Линзовидно полосчатые гнейсы представ на восток при максимальной ширине выходов ляют собой светло бурые, биотитовые гнейсы с до 2 км. В целом породы данной пачки падают в линзовидно полосчатой текстурой. Текстура по северо восточном направлении под углом око ло 10—20о, но их залегание осложняется поло род обусловлена наличием линзовидных выде гой складчатостью второго порядка. Пачка сло лений калиевого полевого шпата размером до 2 3 см. Индекс М колеблется от 15 до 30. Поро жена биотитовыми гнейсами различной степе ни меланократовости (М от 35 до 60), с посте ды подверглись слабой послойной мигматиза пенными переходами от одной разности к ции. Как видно из описания, единственным су другой, местами представляя собой уже биоти щественным отличием данных пород от биоти товые кристаллосланцы. Строение одной из товых гнейсов является наличие линзовидных пачек меланократовых гнейсов мощностью выделений калиевого полевого шпата. Не ис 85 м подробно изучено при составлении де ключено, что линзовидно полосчатые гнейсы тального разреза в юго восточной части масси являются разновидностью биотитовых гнейсов, ва. Описание ведется снизу вверх в современ сформировавшись в ходе неравномерно прояв ном залегании:

ленных в породах процессах калиевого метасо — амфибол биотитовые кристаллосланцы, матоза. Так, нами отмечено пластовое тело среднезернистые, (М=60), мощность 3 м;

(мощностью 2—3 м) биотитовых гнейсов, толь — амфибол гранат биотитовые гнейсы, мел Ортопироксен в породах этой подгруппы ко среднезернистые, количество граната 2—3%, представлен отдельными изометричными, иди (М=40—45), мощность 5 м;

оморфными зернами гиперстена, иногда в срас — биотитовые кристаллосланцы (М=60) и таниях с клинопироксеном. Почти всегда пиро биотитовые гнейсы (М=40);

породы связаны ксены амфиболизированы и хлоритизированы, постепенными переходами, в них спорадически в отдельных случаях отмечается развитие басти встречается гранат в количестве первых процен та по гиперстену.

тов;

мощность 25 м;

Гранат биотитовые гнейсы.

— преимущественно биотитовые гнейсы;

в Плагиоклаз — 40—45%, КПШ — 10—15%, подчиненном количестве встречаются амфибол биотит — 20%, кварц — 15—20%, гранат — 5— биотитовые кристаллосланцы;

мощность 15 м;

10%. Акцессорные — циркон, апатит.

— гранат биотитовые и биотитовые гнейсы, Биотитовые, амфибол биотитовые (±гра (М от 35 до 45);

мощность 15 м;

нат) кристаллосланцы.

— биотитовые гнейсы, прорванные много Формируют небольшие пласты и линзы численными нерегулярными пегматитовыми жи мощностью от первых десятков сантиметров до лами субвертикального залегания;

мощность 12 м;

десяти метров. Их протяженность достигает — биотитовые и гранат биотитовые гнейсы, 100—120 м. Минеральный состав: плагиоклаз — связанные постепенными переходами;

содержа 25—40%, биотит — 25—50%, роговая обманка — ние граната достигает 5—7%, (М колеблется от 5—30%, кварц — 0—10%, гранат — 0—10%, еди 30 до 40);

мощность 10 м. ничные зерна КПШ. Акцессорные — хлориты, Как видно из описания разреза, отдельные карбонаты.

разновидности этой группы имеют небольшие Биотитовые амфиболиты.

мощности и наблюдаются в постоянном чере Роговая обманка — 35—40%, плагиоклаз — довании (переслаивании) между собой. Такое 40—45%, биотит — 1—20%, кварц — 0—10%.

сложное строение пачек меланократовых гней Амфибол биотитовые плагиогнейсы.

сов встречается в большинстве изученных гео Плагиоклаз — 40—45%, биотит — 20%, логических обнажений. Необходимо отметить и кварц — 15—20%, роговая обманка — 10—15%.

тот факт, что именно в этой части массива, где Гранат силлиманит биотитовые гнейсы, развиты описываемые породы, залегают и мета кристаллические сланцы интрузивные тела (см. далее), в первую очередь Изучены в нескольких точках наблюдения.

группы метагабброидов. Внутри этих двух групп Породы локализованы в биотитовых ортогней наблюдаются весьма схожие разновидности ам сах пачки 3 и распространены только в северной фиболитов. части массива Шо. Они слагают ксенолиты раз Минеральный состав пород представлен для мером первые метры и ксеногенные пластовые основных петрографических разностей внутри тела мощностью до 4—5 м (рис. 7). Данные гней подгрупп. сы варьируют по минеральному составу и мафи Биотитовые, амфибол биотитовые (±пи ческому индексу от М=30 до М=60—65. Помимо роксен) гнейсы до мигматитов. силлиманита, содержание которого меняется от Биотитовый гнейс: плагиоклаз — 25—40%, первых процентов до 20—25%, в их состав входят биотит — 20—30%, КПШ — 15—20%, кварц — биотит и гранат. Породы имеют темно бурую 5—20%, гиперстен — 10%, роговая обманка око окраску, с поверхности обохрены. Представля ло 1%. Акцессорные — апатит, циркон, единич ется вероятным, что описываемые гнейсы явля ные зерна граната, рудный минерал. ются наиболее древними породами, обнажаю Амфибол биотитовый гнейс: плагиоклаз — щимися в пределах массива Шо. Они представ 40—45%, КПШ — 10—15%, биотит — 20%, ляют собой фрагменты парагнейсовой толщи, кварц — 15—20%, роговая обманка — 10—15%, прорванной ортопородами гранитного состава.

гранат — 0—2%. Минеральный состав гнейсов: КПШ — 20— Биотит пироксеновый гнейс: плагиоклаз — 30%, кварц — 15—25%, плагиоклаз — 10—15%, 40—45, КПШ — 10—15, кварц 5, биотит — 12— биотит — 5—20%, силлиманит — 5—10%, гра 14, гиперстен — около 5, клинопироксен — 15— нат 4—8%. Иногда в составе встречается муско 18%, роговая обманка около 1%. вит, рудный минерал. Минеральный состав Гиперстен биотитовый гнейс (чарнокито сланцев: биотит — 35—45%, силлиманит — 15— ид ?): плагиоклаз — 35%, КПШ — 15%, 20%, гранат 5—10%, кварц — до 10%, КПШ — кварц — 15—20%, биотит — 15—20%, гипер 7—10%, плагиоклаз — 5—10%. В сланцах наблю стен — 10%. дается оригинальная ассоциация акцессорных ми среднезернистыми, биотитовыми гнейсами (мафический индекс М=15). Породы подверглись интен сивной послойной мигматизации;

количество лейкосомы достигает 20— 25% всего объема породы. Предполо жительно, породы пачки являются интрузивными. На данном этапе ис следований магматическую природу пород подтверждают только полевые наблюдения зоны контакта со следу ющей пачкой. Минеральный состав:

плагиоклаз (30—40%), кварц (20—30%), калиевый полевой шпат (15—30%), биотит (5—15%), акцессорные – еди ничные зерна граната и циркона, руд ный минерал. Структура — гранобла стовая, гетерогранобластовая.

Биотитовые гнейсы (Пачка 2) Обнажается на интервале протя женностью 1,5 км. Общая протяжен ность ее выходов составляет 4,3 км при максимальной истинной мощ ности 360 м в западной оконечности массива. На этом участке азимут Рис. 7. Ксенолиты биотит силлиманитовых гнейсов (1) в биотитовых ортогнейсах (2). простирания пород пачки 2 составля ет 50—55о, падение северо западное минералов — черно зеленая шпинель, циркон, под углом от 50 до 60о. Далее на ВСВ простира апатит, рудный минерал. При наличии общей ние пачки 2 близко к широтному, угол падения достигает 80о. Гнейсы представляют собой розо сланцеватости в гнейсах и сланцах между плос костями спайности слюды и силлиманита на во серые, среднезернистые породы с полосча блюдается угол до 30°, что говорит о смене векто тыми, редко плойчатыми текстурами, индекс М ра тектонических движений и, вероятно, мета порядка 15—20. Объем лейкосомы достигает морфических процессов. 15%. Верхний и нижний контакты пачки 2 мар Северная толща кируются пластовыми телами биотитовых, ме Наиболее крупным геологическим телом, ланократовых, амфибол биотитовых гнейсов сложенным мигматизированными биотитовы мощностью 10—12 м. Они же в виде многочис ми гнейсами, является толща Северная. Ее вы ленных пластовых и линзовидных тел входят и в ходы прослеживаются на 6 км вдоль северного состав самой пачки 2. Их мощность составляет борта массива при максимальной ширине первые метры, количество достигает 5—10% все вкрест простирания 2 км (от СЗ до З оконечнос го объема пачки. Пачка 2 по составу слагающих ти массива). В составе толщи Северной можно ее пород близка пачке 1. Минеральный состав:

выделить три пачки (снизу вверх в современном калиевый полевой шпат (40—50%), кварц (25— залегании) (рис. 8). 30%), плагиоклаз (15—20%), биотит (8—10%), Биотитовые гнейсы (Пачка 1) акцессорные – единичные зерна граната и цир Обнажается в северо западной оконечности кона, рудный минерал до 1%. Калиевый полевой массива Шо и прослеживается к востоку севе шпат представлен в основной микроклином, ро востоку в обрывистом склоне. В целом про редко ортоклазом. Биотит встречается в виде ха тяженность ее выходов составляет 3,4—3,5 км рактерных удлиненных кристаллов и лейст зеле при мощности 100—120 м. Породы описывае ного, темно зеленого цвета. Преимущественное мой пачки падают в северном направлении под количество микроклина в гнейсах отличает их от углом 40—60о, бронируя склон северо западной пород первой пачки, где главным минералом яв оконечности массива Шо. Пачка 1 отличается ляется кислый плагиоклаз. Структура — грано однородным строением и сложена светло буры бластовая, гетерогранобластовая.

сываемой пачки (прослои гранат силлиманит биотитовых гнейсов вы ступают в роли маркирующего го ризонта). Пачка 3 сложена красно вато серыми, среднезернистыми (до крупнозернистых) биотитовыми ор тогнейсами (М=7—20). Текстуры гнейсов полосчатые, мигматизация носит послойный, реже плойчатый характер. Также, отличительной осо бенностью пачки 3 является интен сивно проявленная гранитизация.

Породы приобретают крупнокрис таллический, гранитный облик, де монстрируя неяснополосчатые и мас сивные текстуры. Минеральный со став: кварц (20—35%), калиевый поле вой шпат (30—40%), плагиоклаз (15—20%), биотит (2—10%), гранат — до 2%, акцессорные — циркон, руд ный минерал. Калиевый полевой шпат преобладает над плагиоклазом и представлен в основной микрокли ном, редко ортоклазом. Биотит пред ставлен таблитчатыми зернами с тем но зеленой до буро зеленой окрас кой. Структура — гетерограноблас товая.

Комплекс метаинтрузивных и жиль ных пород На массиве Шо выделено четыре группы интрузивных пород — группа Рис. 8. Северная толща.

а — геологическое положение пачек 1 и 2;

б — пачка 2, линзообраз метагабброидов, биотитовые и дву ные, пластовые тела темно серых меланократовых гнейсов (1) среди слюдяные (±гранат) пегматиты, квар буро красных биотит калишпатовых гнейсов (2);

3 — сброс малой цевые (±гранат) жилы, жильные гид амплитуды с пологим сместителем, этап деформации D6. ротермальные метасоматиты.

Группа метагабброидов Первые петрографические исследо Б и о т и т о в ы е о р т о г н е й с ы ( П а ч к а 3 ) вания этих пород показали, что группа делится Аналогично предыдущим, пачка 3 протяги на следующие разновидности: метагаббро, мета вается в северо западной части массива на 4,5 км габбро нориты, метанориты, пироксенсодержа при максимальной ширине выходов до 300 м в щие амфиболиты. Эта геологическая ассоциация районе восточной оконечности массива. В на приобрела отличительные особенности, в первую очередь, благодаря метаморфическим процес правлении с северо востока на юго запад мощ ность пачки 3 уменьшается от 150—170 м до 20— сам. Длительное, многократное внедрение син 30 м на востоке. Пачка 3, как и вся толща в це тектонических, основных интрузий происходи лом, падает в северо восточном направлении под ло на фоне метаморфизма высоких ступеней. Та углом 30—50о. Среди ортогнейсов отмечаются ким образом, интрузивные тела начальных фаз ксенолиты и линзообразные прослои гранат сил магматического цикла несут в себе самые зна чительные следы и свидетельства метаморфи лиманит биотитовых гнейсов (см. далее) непра вильной формы размером от 1—2 до 15—20 м. ческих изменений.

Это наблюдение однозначно указывает на инт В пределах массива Шо метагабброиды ло рузивное происхождение описываемых пород, а кализованы преимущественно в его юго восточ ной части. Они образуют субсогласные, пласто также является отличительным признаком опи варцевания в виде тонких прожилков кварц полевошпатового состава, лин зообразных скоплений или отдельных зерен кварца. Темноцветные минера лы, нередко составляя до 90% объема породы, представлены роговой об манкой, пироксенами, реже биоти том (М=60—90). Часто по клинопи роксену развивается актинолит и ро говая обманка. Вообще для этой груп пы очень характерны процессы амфиболизации, хлоритизации пиро ксенов. В некоторых разностях груп пы сохранились первичные, магмати ческие габбровые структуры.

Метагаббро, метагаббро нориты.

Рис. 9. Контакт метагабброидов (справа) с пегматитовой жилой (слева). Плагиоклаз — 25—30%, клинопи роксен — 15—30%, гиперстен (брон зит) — 10—25%, амфибол — 5—20%.

вые, силлоподобные тела мощностью от 1—2 до Акцессорные — сфен (1—3%), рудный минерал (до 2%), карбонаты.

первых десятков метров, залегающие среди по Метанориты.

род метаморфического комплекса (рис. 9). Про тяженность их колеблется от первых десятков Плагиоклаз — 45—50%, гиперстен — 18— метров до полукилометра, в редких случаях до 20%, амфибол — 15—20%, кальцит — 3—4%. Ак 1 км и более (восточная оконечность массива). цессорные — хлорит, рудный минерал. Кальцит Контакты пластовых тел субсогласные, нечет встречается в виде изометричных зерен, разви вается по амфиболу.

кие, нивелированные последующими метамор Пироксенсодержащие амфиболиты.

фическими процессами. Наблюдаются посте пенные переходы к вмещающим меланократо Амфибол (роговая обманка) — 50—55%, плагиоклаз — 30—40%, биотит — 0—10%, кли вым гнейсам на интервале 20—50 см. Встреча ются также изометричные штокообразные тела нопироксен — 1—8%, ортопироксен — 0—5%, диаметром до 80 м и дайкообразные тела мощ КПШ — 0—3%. Акцессорные — хлорит, карбо наты, рудный минерал. Ортопироксен представ ностью первые метры. Резко несогласные кон лен отдельными изометричными, идиоморфны такты прорывающих тел метагабброидов с вме щающими гнейсами не наблюдались. Как и у ми зернами гиперстена. Бурая, зелено бурая ро говая обманка (также хлорит) часто развивается пластовых тел, отмечается постепенное умень по клинопироксену. Эта разновидность близка шение меланократовых компонентов при пере ходе во вмещающие породы. Часто зоны контак по составу к подобным породам в группе мела нократовых гнейсов метаморфического комп тов используются для внедрения пегматитовы ми жилами. Можно уверенно говорить, что лекса. В отличие от амфиболитов метаморфи большинство исследованных тел метагабброи ческих толщ, интрузивные тела хорошо диагно дов (в особенности пластовые) совместно с стируюся по своему геоструктурному положе нию — резким контактам, форме тел и т.п.

вмещающими породами, подверглись метамор физму в условиях мигматитовой ступени амфи Биотитовые, двуслюдяные пегматиты Распространены в пределах всего массива болитовой фации и участвовали в главной складчатости, определяющей структурный план Шо, наиболее широко развиты в его юго восточ массива Шо. Метагабброиды прорваны пегма ной части. Пегматиты прорывают породы мета морфического комплекса и пластовые тела мета титовыми жилами и дайками аплитов.

габброидов, очень часто ассоциируя с ними. Тела Метагабброиды представляют собой темно серые, зеленоватые мелко среднезернистые по пегматитов обладают характерными для них тек роды сланцеватой, иногда неяснополосчатой стурно структурными признаками, следов мета текстуры. В наименее измененных разностях, морфических изменений в них не отмечено.

текстура пятнисто слабополосчатая, структура Они образуют жилы переменной мощности близка к габбровой, гипидиморфнозернистой. от 10—15 см до 2—3 м сложной, извилистой формы, редко с выдержанной мощностью. Име Иногда порода носит следы наложенного ок ют раздувы до 8 м, ответвления, содержат ксе Иногда наблюдается характерное для нолиты вмещающих пород. Наблюдаются как со жильных пегматитов зональное строение, без гласные, так и секущие пегматоидные тела. Не изменений минерального состава. В краевой редко субсогласно залегающие мощные жилы, (зальбандовой) части жил наблюдается средне имеют апофизы, резко секущие первичную миг кристаллическая, редко мелкокристаллическая, матитовую полосчатость в гнейсах. зона, сложенная кварцем и полевыми шпатами В ориентировке залегания пегматитовых жил (20—30 см). Через узкую зону (первые см), резко общей для массива регулярности не отмечается. обогащенную биотитом, краевая зона сменяет Однако, на некоторых участках наблюдаются, ся в центральной части крупно гигантокрис предположительно, близкие по валовому соста таллическими срастаниями кварца, зонального ву жилы двух генераций. Это — субсогласные, плагиоклаза (до 10—15 см.), реже микроклина невыдержанные по мощности (от 0,1—0,2 до (до 7—8 см), биотита. Размер кристаллов микро 1,5 м) жилы, часто ветвистые, внедренные по клина и плагиоклаза иногда доходит до 15—25, контактам пачек гнейсов;

и — резко секущие, 30—35 см, соответственно, пластины биотита часто вкрест простирания, крутопадающие (40— до 10 см. Темноцветные минералы представле 50°), малой мощности (до 0,5 м). Строение кон ны биотитом, мусковитом. Часто наблюдается тактов пегматитовых жил с вмещающими поро гранат. Также встречен предположительно бе дами разнообразно. Преимущественно наблю рилл, также апатит, возможно флюорит. Регу даются резкие, четкие извилистые контакты без лярно во всех разновидностях пегматоидных приконтактовых изменений. Значительно реже тел встречаются выделения титаномагнетита встречаются постепенные переходы к вмещаю размером до 3 см.

щим породам от сильно обохренных пегмато Аплиты идных пород, через теневые граниты, к неизме В пределах массива Шо, в его восточной ча ненным метабазитам (зоны мощностью до сти, встречены две дайки аплитов. Дайки харак 1,5 м). Отмечаются также и протяженные (до теризуются выдержанной мощностью, состав 100 м) изометричные зоны пегматоидов слож ляющей 25—30 см, и прослежены на 15—20 м.

ного генезиса. Эти зоны либо представляют со Вмещающими породами в первом случае явля бой густую сеть различно ориентированных про ются метагабброиды, во втором – биотитовые жилков, мелких жил сложных форм, напомина меланогнейсы. В обоих случаях аплиты занима ющую штокверковые тела, либо образуют зоны, ют секущее положение к плоскостным тексту где, при постепенном переходе, различные вме рам вмещающих пород. Залегание даек различ но: азимут падения 290о, угол 50о и азимут паде щающие гнейсы плавно исчезают (на протяже ния 40о, угол 80о. Одна аплитовая дайка внедре нии 5—10 м) в кварц полевошпатовом субстра на в центральную часть пегматитовой жилы те. Последний тип пегматоидных образований, мощностью 60 см.

вероятно, имеет исключительно метасомати Аплиты представляют собой мелкозернис ческий генезис. Наиболее вероятно, что наблю тые породы светло серой, розовато серой окрас даемые пегматоиды представлены двумя типа ки. Наблюдаются мелкокристаллический биотит ми — жильным и флюидно метасоматическим, (2—3%) и единичные скопления мелкокристал где, в первом случае имеет место первичная лических (до 1 мм) зерен граната размером до 3— кристаллизация магмы, а во втором — собира 4 см. Минеральный состав: КПШ — 40—50%, тельная перекристаллизация пород под действи плагиоклаз — 15—25%, кварц — 15—25%, био ем флюида. Возможно и совмещение этих про тит — 5—10%, акцессорный минерал — циркон.

цессов, а также наложение на них гидротермаль Кварцевые, гранат кварцевые жилы ного метасоматоза региональной гранитизации Располагаются среди меланократовых гней и метаморфизма.

сов. Большей частью, изучены в элювиальных Пегматитовые жилы имеют гранитный со развалах, близких к коренному залеганию. Пред став. Обычно это белый или дымчатый кварц, ставляют субсогласные или секущие кварцевые крупно гигантозернистый полевой шпат, круп жилы невыдержанной мощности субвертикаль нозернистый биотит, реже мусковит (иногда ра ного падения (простирание — в северных, севе диально лучистый) Вариации содержания пла ро восточных румбах). Кварц молочно белый, гиоклаза и калиевого полевого шпата большей иногда розоватый, полупрозрачный. Иногда за частью относительно невелики. В единствен счет тонкодисперсной вкрапленности рудного ном случае отмечены две разновидности жил минерала приобретает серовато голубоватый пегматитов, где в одних микроклина 25—30%, а в оттенок. Другая, предположительно более древ других до 70%.

няя, разновидность гранат кварцевых жил, не Этап деформаций D1 связан с начальной ста ясного генезиса встречена в двух точках наблю дией регионального метаморфизма М1, достига дения. В первом случае представляет, вероятно, ющего на пике, очевидно, условий низов грану метасоматическую зону с раздувами и апофиза литовой фации (или амфиболитовой фации ми во вмещающих их биотитовых гнейсах. мигматитовой ступени), или, более вероятно, с Представлена крупнозернистым кварцем, био завершением предыдущей метаморфической титом (до 10%), гранатом (до 7%). Во втором слу стадии. На фоне завершения главных фаз склад чае это — согласное, гранат кварцевое, жильное чатости F1, происходило внедрение основной тело, с постепенным, «нивелированным» кон массы синорогенных кислых интрузий, которые тактом с гранат биотит силлиманитовыми гней в настоящее время представлены биотитовыми сами. Граната около 15%. гнейсами, задокументированными во многих точ Жильные гидротермальные метасоматиты ках наблюдения.

Следы деформаций D1, возможно, проявля Встречены в единственной точке наблюде ются во фрагментах светлых биотитовых гней ния, в юго западной части массива. Представля сов с сохранившейся параллельно волнистой, ют собой систему мелких жил, прожилков, пло гнейсовой сланцеватостью S1, которые посте щадью до 30 м, в которой определяющей являет пенно «растворяются» среди вмещающих их ся мощная жильная зона (3—4 м) сложного биотитовых гранитогнейсов со сланцеватостью асимметричного минералого петрографическо S2. Редко отмечается небольшой угол (5—7°) го строения. С этой зоной связана точка рудной между S1 и S2. Вполне возможно, что в данном минерализации. Непосредственно на контакте с случае наблюдается последовательное измене гранат биотитовыми гнейсами наблюдается лин ние одной породы. Исходно, биотитовый гнейс зовидное тело пегматитов биотит кварц поле с метаморфической полосчатостью S1 подвергся вошпатового состава с магнетитом (мощностью гранитизации или флюидно метасоматическо 0,5—1 м). Далее (к центру) следует кварц кар му воздействию, а затем испытал подошедший к бонатная зона, с оригинальной ассоциацией ми максимуму развития метаморфизм М1, приоб нералов. В крупно среднезернистой кварц каль ретя, таким образом, структурный элемент S2.

цитовой основной массе наблюдаются скопле Так или иначе, отмеченный структурно тектони ния и отдельные кристаллы — берилла, монацита, ческий элемент сохранился в описанных фраг сфена, эпидота, сподумена (?), рутила, актино ментах, и, очень возможно, он относится к пер лита и ряда других, визуально неопределенных вому этапу деформации D1.

минералов. Мощность кварц карбонатной зоны Этап деформаций D2 проявляется главным в достигает 1,5 м. Ближе к восточному контакту формировании основной геологической структу наблюдается прерывистая, линзовидно блоко ры массива Шо. Вероятно, он соответствует глав вого строения, полоса кварц хлорит пироксен ному этапу метаморфизма М1. В ходе этого этапа амфиболовых метасоматитов с пятнистой тек происходила самая мощная перестройка гнейсо стурой, обусловленной крупными кристаллами вых толщ, с формированием метаморфической пироксенов. Мощность зоны составляет в сред сланцеватости и полосчатости S2. Максимально нем 0,7—0,8 м. Завершает зональность краевая проявила себя складчатость F2, которая вырази экзоконтактовая зона прожилкования слюдис лась в формировании многокилометровых изо то кварцевого состава мощностью 0,2—0.

клинальных структур (рис. 5, 6). Они представле ны двумя изоклинальными лежачими складками Тектоника с ундулирующими шарнирами. Длина складок В пределах массива Шо наблюдаются как пли превышает 9 км, ширина более 4 км. Синкли кативные, так и дизьюктивные дислокации. Наи нальная структура, вскрытая в обнажениях мас более широко представлены пластические, склад сива Шо, занимает более двух третей площади чатые деформации. На основе структурных на массива. Ядро синклинальной структуры распо блюдений отмечены шесть этапов деформаций и лагается в северном борту массива, где волнистая сопутствующие им тектонические элементы. Та осевая поверхность постепенно погружается под ковыми являются метаморфическая сланцева углом 7—10° на северо запад. Надо отметить, что тость и линейность, мигматитовая полосчатость осевая плоскость складки, осложненная после пород. Сланцеватость выражается в закономерно дующими этапами деформаций, лишь условно ориентированном темноцветном биотите, реже может считаться единой плоскостью. В самой амфиболе. Полосчатость обусловлена, соответ западной и юго западной части массива ундуля ственно, закономерным расположением лейкосо ция осевой плоскости происходит со значитель мы и меланосомы в мигматизированных гнейсах.


но более крутыми углами, чем в ее северо вос развиты исключительно в восточной части мас точной и восточной части. Осложняя главную сива. Главной пликативной деформацией явля изоклиналь, в метаморфических породах масси ется асимметричная складка, расположенная в ва Шо наблюдается изоклинальная складчатость юго восточной части массива Шо. Она пред высоких порядков с размером структур до 20 м в ставляет собой структуру сложного строения длину и мелкая, нерегулярная, нередко изокли длиной — более 1 км, шириной — более 500 м.

нальная, дисгармоничная складчатость с ампли Это уплощенная, вплоть до изоклинального по тудой первые сантиметры. Эти внутрипластовые ложения крыльев, складка с сильно наклонен складки близки по направлению осей складок с ной осевой плоскостью, с пережатым основани общей структурой S2 и являются, вероятно, ем ядра (рис. 10). В сечении, что наблюдается в складками волочения в результате продольного обрывах широтного простирания, складка ка смятия толщ. жется веерообразной (рис. 2). Простирание осе Висячее (или опрокинутое?) крыло денуди вой поверхности структуры отличается от изок ровано и является воздушным, «срезано» в не линалей главной складчатости F2. Оно широт посредственной близости от осевой плоскости. ное, с общим погружением осевой плоскости на Соответственно, погружающееся лежачее кры юг (меняется от ЮЮЗ до ЮЮВ). Слабо прояв ло, предположительно, является в свою очередь ленная общая сланцеватость S3 формировалась, висячим крылом предполагаемой антиклиналь видимо, параллельно осевым поверхностям ной структуры. Подобная лежачая складчатая складок данного этапа. Предположительно, она структура обнаружена и на массиве Изабель. наблюдается в телах метагабброидов. В метагаб Направление сланцеватости пород S2 в целом броидах, деформированных внутрипластовой параллельно осевой поверхности изоклинальной изоклинальной складчатостью более высокого структуры. В складчатости F2 принимали участие порядка, отмечено направление падения слан все породы, включая тела метагабброидов. Пред цеватости 140° под углом 50°.

варяя, или попутно с формированием метамор Осложняющие изоклинальные структуры фической полосчатости S2 произошло внедре 2 го и 3 го порядков имеют направления паде ние пластовых субсогласных тел основного со ния и азимуты простирания осевых поверхнос става. Внедрение этих пород, вероятно, проис тей, подобные главной структуре F3 (рис. 11).

ходило в течение этапа D2 и продолжалось и в Обычно, это изоклинальные складки шириной следующем этапе D3, представляя уже дайковый около 100—250 м. Иногда в замке складки на комплекс относительно более молодых мета блюдается веерообразный кливаж, секущий габброидов. Такой вывод делается на основании сланцеватость S2.

того, что в восточной части массива встречены Этап деформаций D4, вероятно, связан с рет субсогласные, силлоподобные тела метагаббро роградным метаморфизмом М2, предположи идов (мощностью 1—1,5 м), участву ющее в строении главной изокли нальной складки, а также в метагаб броидах отмечается относительно низкая степень метаморфических из менений. Визуально сланцеватость проявлена очень слабо, породы мас сивные, структура близка к габбровой и гипидиоморфнозернистой. Вмеща ющие их биотитовые гнейсы облада ют заметной сланцеватостью и миг матитовой полосчатостью S2 (S3 ?).

Этап деформаций D3 предполо жительно связан с началом регрес сивного метаморфизма М2. В это вре мя, вероятно, произошло изменение вектора тектонических движений. На этом этапе сформировались новые, относительно крупные складчатые Рис. 10. Вид на асимметричную складку этапа деформаций D3 с се вера. Продольный срез в склоне показывает параллельность за формы F3, но лишь усложняющие легания крыльев, замок расположен в склоне значительно запад главную структуру района Шо. Они нее, в отличие от его кажущегося положения на рис. 2.

(1—3 см) розовато серая брекчия с розовато бу рым цементом. В составе, приблизительно в рав ных количествах – кварц, плагиоклаз, микро клин, также единичные зерна биотита и хлорит.

Эта порода не несет никаких признаков нало женного метаморфизма. В контакте с брекчией располагается маломощный прослой (1—1,5 м) биотитовых амфиболитов со сланцеватой тек стурой. Образование этих пород также связано с тектонической проработкой, т.к. здесь же, толь ко в элювиальных развалах, наблюдаются облом ки метагабброидов. Вероятно, вследствие брек чирования, исходно метагабброиды были рас сланцованы и приобрели динамическую (катак ластическую) сланцеватость S5.

Рис. 11. Изоклинальная складка высокого порядка, Главным итогом этого этапа явилось фор этап деформаций D3. мирование разрывных нарушений, предполо жительно с малыми амплитудами, секущих все породы геологического разреза массива Шо.

тельно амфиболитовой фации и связывается с Этап D5 характеризуется хрупкими деформаци рубежом 500 млн лет. Этап D4 проявился в фор ями, которые связываются с мезо кайнозойски мировании складчатых структур F4, которые ос ми (150—50 млн лет) рифтогенными процесса ложняют структуры предыдущих этапов дефор ми регионального характера. Главным разломом мации, в первую очередь главные изоклиналь по протяженности и, вероятно, по амплитуде ные деформации (D2) массива Шо. Это простая является предполагаемый сдвиг в восточной вторичная складчатость, представленная брахи части массива Шо. Его формирование может формными, низкоамплитудными складками, связываться и с тектоническими деформация длиной порядка 2,5—2,7 км, шириной более ми D3, поскольку его субширотное положение двух километров. В центральной части массива хорошо увязывается с общим направлением наблюдаются (с ЮВ на СЗ) пологие антиформ движений на этапе D3. Вполне возможно, что в ная синклиналь и синформная антиклиналь. С дальнейшем его развитие было прекращено, а этими структурами связана и более мелкая поло его положение нивелировано последующими гая складчатость.

деформациями. Выделение этого нарушения Предположительно, в конце и после форми основано на явном несоответствии обнаружен рования пологой складчатости F4, происходило ных разновидностей пачек и слоев на юго вос внедрение пегматоидных тел, наблюдаемых сре точном борту массива Шо (непосредственно в ди пород метаморфического комплекса в соче краевой, обрывистой стенке) и центральной тании с различными интрузиями метагабброи части восточной оконечности массива. Осталь дов. Вероятно, большинство пегматитов внедря ные разломы можно отнести к единой группе лось по появившимся, вследствие тектонических субмеридиональных (северо восточных) сбро движений, ослабленным зонам, а также контак совых (возможно, сдвиго сбросовых) разрывов там пачек и слоев между различными породами.

с амплитудой до первых десятков метров, с на Тела пегматитов обладают характерными для них клонными сместителями. Нередко с ними свя текстурно структурными признаками, следов заны оперяющие субширотные сбросы со сме метаморфических изменений в них не отмечено.

щением до 5—7 м. Эти хрупкие деформации Этап деформаций D5 знаменует переход к от контролировали формирование зон гидротер пликативных к дизьюктивным деформациям.

мально метасоматического типа, сопровожда Вероятно, во время этого этапа (D5) заканчива лись образованием кварцевых жил. Так, в за ется амфиболитовый метаморфизм М2.

падной оконечности массива зафиксирована Среди полосчато мигматизированных био зона дробления длиной около 200 м, шириной титовых гнейсов встречена зона тектонического от 10 до 30 м, приуроченная к разлому субмери меланжа шириной 2 м. По кварц полевошпато дианального простирания. Зона сложена круп вой пегматоидной жиле субмеридионального нообломочными кварцевыми брекчиями с опа простирания происходили дизьюктивные дви ловидным цементом, включающими обломки жения с неясным смещением. Вследствие чего халцедона различных цветов.

образовалась тектоническая мелкощебенчатая Этап деформаций D6 соответствует неотек всех разновидностях метаморфических пород тонической активизации региона, в ходе кото амфибола по пироксенам, хлоритизации клино рого произошло активное воздымание террито пипроксена и самого амфибола.

рии массива Шо до нынешнего гипсометричес Заключение кого уровня и формирование современного ре льефа. В результате проведенных исследований в районе массив Шо — г. Джонс составлены гео Метаморфизм логические карты масштабов 1:25 000 и 1:200 000.

К настоящему моменту имеющиеся геоло Выявлены основные геологические структуры и гические и петрографические данные позволя породы их слагающие, основные геологические ют с большой вероятностью предполагать нали особенности объектов, их границ, взаимоотно чие двух этапов метаморфизма (М1 и М2). Мощ шения метаморфических и интрузивных комп ный региональный метаморфизм М1 гранулито лексов. Нам представляется, что наиболее древ вой фации охватил весь описываемый район. ними породами в районе являются ксеногенные Метаморфизм М2 соответствует условиям амфи пластовые тела и ксенолиты гранат силлима болитовой фации мигматитовой ступени и так нит биотитовых гнейсов среди биотитовых ор же затронул все породы геологического разреза, тогнейсов (пачка 3). Вероятно, эти породы явля местами полностью стирая следы предыдущего ются фрагментами древней рамы, испытавшей этапа М1. Помимо регионального метаморфиз внедрение протолитов современных фельзичес ма проявлен также флюидный силикатный ме ких гнейсов и меланократовых гнейсов. Горные тасоматоз, калиевый метасоматоз, выраженный породы изученного массива относятся к единой в образовании порфиробластов калиевого поле метаморфической толще и представляют собой вого шпата в линзовидно полосчатых гнейсах. один из ключевых районов с характерным строе Кроме того, район был подвержен гранитизации, нием, свойственным Ламбертскому комплексу.

которая на описываемой территории развита не Как указывалось ранее, в восточной части равномерно и, возможно, имела несколько раз массива, где развиты породы группы мелано новозрастных этапов. кратовых гнейсов, залегают и метаинтрузивные Этап М1 соответствует тектоническим этапам тела, в первую очередь группы метагабброидов.


деформаций D1 2 (возможно, частично D3). Выде Это обстоятельство можно считать вполне за ление этапа М1 связано, в первую очередь, с на кономерным, если предположить, что породы личием в различных породах района минераль группы меланократовых гнейсов и группы ме ных парагенезисов с ромбическим пироксе тагабброидов исходно относятся к одной серии ном — гиперстеном — минералом, являющимся гипабиссальных интрузий, имеющей длитель критическим для гранулитовой фации. Харак ный, многофазный период формирования. Воз терными для пород гранулитовой фации явля можно, на фоне мощных метаморфических ются и реликтовые ассоциации минералов, со процессов продолжалось внедрение синтекто хранившиеся в биотитовых, амфибол биотито нических интрузий основного (и ультраоснов вых (±пироксен) гнейсах и мигматитах. ного ?) состава. Базитовые тела начальных фаз Этап М2 соотносится с тектоническими эта магматического цикла могли окончательно по пами деформаций D3 и D4. Все породы метамор терять признаки интрузивного генезиса в ре фического и метаинтрузивного комплекса мас зультате двух этапов метаморфизма (М1 и М2), сива Шо испытали метаморфические преобра проявленных в регионе. Почти полная амфибо зования этого этапа. Представляется вероятным, лизация пироксенов, различные стадии которой что первоначально гранулитовые парагенезисы мы наблюдаем в метаморфических и метаинтру были распространены в породах метаморфичес зивных породах, как раз является одним из таких кого комплекса всего массива. В дальнейшем на процессов метаморфических изменений.

них наложились парагенезисы метаморфизма Главным итогом изучения этапов деформа М2. При этом интенсивность события М2 снижа ций и, соответствующих им, геологических и лась в направлении с северо запада к юго восто морфологических особенностей пликативных и ку (в современной ориентировке). Кроме того, дизьюктивных структур на массиве Шо, яви метаморфизм, по всей видимости, имел регрес лось, в первую очередь, выделение двух основ сивный характер, с общим понижением темпе ных этапов — D2 и D3. Формирование складча ратурного режима. С этим положением связыва тостей в эти этапы было определяющим не толь ется и наличие относительно более низкотемпе ко для массива Шо, но и для всего изучаемого ратурных минеральных ассоциаций, развитие во района, включая горы Изабель, Джонс и нунатак Ели. На основе проделанных полевых исследо цами Восточной Антарктиды. Это необходимо ваний в дальнейшем будет возможно провести для понимания общей, региональной, геологи детальное сравнение тектонических обстановок ческой позиции изучаемого района, как части с другими районами гор Принс Чарльз и други Ламбертского структурно вещественного комп ми самостоятельными геологическими едини лекса.

Список литературы Иванов В.Л., Каменев Е.Н. Геология и минераль Tingey, R.J.;

& England, R.N. Geological work in ные ресурсы Антарктиды. М., Недра, 1990. Antarctica — 1972. Bureau of Mineral Resources, Равич М.Г., Каменев Е.Н. Кристаллический фун Australia, Record 1973/161.

дамент Антарктической платформы. Л., Гидрометео Tingey, R.J., England, R.N. & Sheraton, J.W., издат, 1972. Geological investigations in Antarctica 1973 — the Mikhalsky E.V., Sheraton J.W. et all. Geology of the southern Prince Charles Mountains. Bureau of Mineral Prince Charles Mountains, Antarctica// AGSO – Resources, Australia, Record 1981/43.

Geoscience Australia Bulletin 247. 2001. P. 210.

Экспедиционные работы в Охотском море по изучению скоплений газовых гидратов (проект ХАОС 2) В рамках международного проек та CHAOS II, являющегося продол жением работ по проекту CHAOS, в мае—июне 2005 г. были продолжены экспедиционные исследования в СВ прибрежье острова Сахалин (Охотс кое море) — 36 рейс НИС «Академик М.А. Лаврентьев» ДВО РАН (Влади восток). Инициаторами продолжения работ в 2005 г. являлись ВНИИОкеан геология (Санкт Петербург), ТОИ ДВО РАН (Владивосток), КОПРИ (Ансан, Корея) и КИТ (Китами, Япония).

Как и в 2003 г., работы были на правлены на изучение процессов газо гидратообразования в очагах разгруз ки газа в этом районе. В результате проведенных исследований были об наружены, закартированы и опробо ваны новые поля разгрузки флюидов на дне. Выполнен комплекс работ, включавший высокочастотное эхо Рис. 1. Район исследований в Охотском море.

лотирование (20 кГц), сейсмоакусти ческое профилирование (комплекс тами и Иероглиф были обнаружены в ходе экс ВНИИОкеангеология «СОНИК 4», спаркер педиции 2003 г. Интересная структура была об 2200 Дж, диапазон рабочих частот 150—1500 Гц), наружена в северной части этого района в ходе грунтовый пробоотбор (гидравлическая и удар экспедиции НИС «ZONNE»: каньон с глубина ная трубки длиной 6,5 и 7 м) и набортные гидро ми более 100 м, простирающийся с востока на геохимические исследования. Работы проводи запад. Глубина воды в районе исследований дос лись в двух районах: в прибрежье острова Саха тигает отметки 920 м (в восточной части каньо лин на северо западном участке впадины Дерю на) и уменьшается по направлению к западной гина на глубинах воды 300—1100 м и в районе границе исследованной области. В ходе экспеди разлома Лаврентьева.

ции LV36 в 2005 г. в этом каньоне также был обна СЗ часть впадины Дерюгина. Этот район, в ружен очаг разгрузки газа, названный «ВНИИ котором широко известны признаки фокусиро Океангеология».

ванной разгрузки флюидов на дне, неоднократ Профили сейсмоакустического профили но исследовался в нескольких экспедициях по рования на полигоне №1 прокладывались через изучению процессов газогидратообразования на структуры разгрузки флюидов, обнаруженные континентальном склоне северо западного сек при площадной съемке гидролокатора боково тора Охотского моря (рис. 1). Наиболее впечат го обзора, выполненной в течение рейса № ляющие газогидратопроявления в этом районе НИС «М.А. Лаврентьев» в 2003 г.

были выявлены в 31 и 32 экспедициях НИС «Ака На сеймоакустической записи отчетливо демик Лаврентьев» в 2003 г. и НИС «ZONNE» в видна сетка разрывных нарушений, являющих 2004 г. Три новых скопления газовых гидратов в ся, по всей видимости, флюидопроводниками.

очагах разгрузки флюидов, названные Хаос, Ки Рис. 2. Фрагмент сейсмоакустического профиля LV36 54 на полигоне №1 через структуры «ПОИ», «КОПРИ», «Китами» и «Хаос».

На рис. 2 показан фрагмент сейсмоакустическо свидетельствует о наличии свободного газа в по го профиля LV36 54 через газогидратоносные ровом пространстве отложений. Наличие боль структуры «ПОИ», «КОПРИ», «Китами» и шого количества разрывных нарушений не по «Хаос». На участках профиля, соответствующих зволяет проследить акустическую аномалию расположению этих структур, отчетливо видны типа «BSR» (горизонт, имитирующий дно), в то следы миграции флюидов через осадочную тол же время, отдельные участки характеризуются щу по ослабленным зонам. Они выражены в аномалиями, параллельными дну и находящи виде амплитудных аномалий: тусклыми пятна мися на поддонной глубине, близкой к подошве ми и вертикальными зонами хаотических отра стабильности газовых гидратов. Эти сейсмоаку жений. Интерпретационная схема этого разреза стические отражения требуют дополнительной показана на рис. 3. На схеме видно, что наиболее интерпретации.

интенсивная сетка разрывных нарушений на В ходе экспедиции LV36 в прибрежье о. Са блюдается в пределах очага разгрузки флюидов халин выявлено четыре новых скопления газо Хаос, по всей видимости, приуроченного к более вых гидратов, приуроченных к очагам разгрузки крупной флексуре. Следует также отметить, что флюидов (рис. 4).

ослабленные зоны характерны для всего изучен Три из них были выявлены впервые и назва ного района, но в меньшей степени интенсивно ны КОПРИ (KOPRI), ТОИ (POI) и ВНИИокеан сти распространены на участках между очагами геология (VNIIOkeangeologia) в честь институ разгрузки. По всей вероятности, очаги разгрузки тов участников проекта (рис. 5).

флюидов соответствуют узловым зонам пересе Структура КОПРИ была изучена наиболее чения более крупных нарушений. Несмотря на подробно. В пределах этого очага разгрузки то, что изученные отложения в этом районе в це флюидов (KOPRI, глубина воды около 720 м) лом характеризуются присутствием значитель было выполнено шесть грунтовых станций ного количества газа, образование гидратов идет LV36 10H, LV36 15H, LV36 39H, LV36 41H, именно в областях концентрированной разгруз LV36 44H и LV36 58H;

в кернах трех из них ки флюидов. Этот факт объясняется недонасы (LV36 15H, LV36 39H и LV36 41H) были обнару щенностью газом поровых вод, в условиях кото жены газовые гидраты.

рой газогидратообразования не происходит. Наиболее мощный слой газовых гидратов Присутствие на записи акустических анома (мощностью до 35 см) был вскрыт грунтовой лий типа «яркое пятно», по всей вероятности, станцией LV36 39H в интервале поддонных глу Рис. 3. Схематическая интерпретация фрагмента сейсмоакустического профиля LV36 54 через структуры «ПОИ», «КОПРИ», «Китами» и «Хаос».

Красным цветом показаны основные разрывные нарушения, зеленым – некоторые направления осадочной слоис тости, синим – возможный BSR («Горизонт, имитирующий дно»).

Рис. 4. Газовые факелы в водной толще на записи эхолота, структуры КОПРИ (А), ПОИ (Б), ВНИИОкеан геология (В) и КИТ (Г).

бин 48—82 см, при общей длине кер на 120 см (рис. 6). Газогидратонос ный интервал 48—74 см представлял собой снежно белый мономинераль ный агрегат газовых гидратов, очень плотный, хрупкий на излом (содер жание газовых гидратов 100%). Ни жележащий интервал 74—82 см пред ставлял собой смерзшийся осадок, тонко переслаивающийся с агрегата ми газовых гидратов (визуальное со держание гидратов в интервале 60— 70%). Ниже по разрезу керна отмече ны отдельные субгоризонтальные прослои газовых гидратов мощнос тью 0,2—1 см, в забойной части пере ходящие в линзы и включения газо вых гидратов до 0,5 см толщиной.

Газовые гидраты были также об наружены в керне грунтовой стан ции LV36 15H, начиная с поддонных глубин 40 см вплоть до забоя (общая мощность вскрытых отложений 175 см). Газогидратопроявления в Рис. 5. Скопления газовых гидратов в очагах разгрузки флюидов этом керне представлены как отдель в прибрежье СВ части о. Сахалин (Охотское море). ными слоями мощностью от 0,7 до поддонных глубин 185—310 см. Гидра ты представлены тонкими субгори зонтальными, изогнутыми и секу щими осадочную слоистость просло ями мощностью до 1 см.

Газовые гидраты в керне LV 57H также отмечены в нижней части вскрытого разреза, начиная с под донной глубины 230 см вплоть до за боя (332 см). Гидраты наблюдались в виде относительно маломощных (до 1,5 см) слоев. Выявлена прямая, ко сая и перевернутая гидратообуслов ленная слоистость.

Структура ВНИИОкеангеология (глубина воды около 720 м) была вы явлена к северо западу от большин Рис. 6. Мощный слой газовых гидратов в интервале керна 48—82 см, ства обнаруженных ранее в этом рай оне очагов разгрузки флюидов. В станция LV36 39H (очаг разгрузки газа КОПРИ).

плане ВНИИОкеангеология пред ставляет собой уступ на северном 15 см, субгоризонтальными, реже секущими на склоне каньона с глубинами бортов более 100 м, клонными (мощностью до 1 см), линзами тол простирающегося с запада на восток. Газовые щиной 1—2 см и отдельными включениями гидраты в отложениях структуры ВНИИОкеан 0,2—0,7 см в диаметре. В интервале керна 95— геология были вскрыты грунтовой станцией 110 см наблюдался наиболее мощный из вскры LV36 59H. Мощность вскрытых отложений со тых газогидратных слоев, представленный, так ставляла 110 см, гидраты наблюдались, начиная же как и в керне LV36 39H, мономинеральным с поддонной глубины 70 см вплоть до забоя. В агрегатом газовых гидратов c объемным содер отличие от большинства описанных в этом райо жанием гидрата до 100%. В целом, текстуру не газогидратопроявлений, возраст вмещающих вскрытых газогидратоносных отложений можно гидраты отложений здесь, по всей видимости, охарактеризовать как линзовидно слоистую. древнее голоценового. Отложения отличаются Газовые гидраты в керне LV36 41H (выход большим количеством грубозернистого матери керна 294 см) обнаружены, начиная с поддонных ала, что подтверждает осадочную природу кань глубин менее полуметра (46 см) и до глубины 195 см. По всему газогидра тосодержащему интервалу отмечают ся как изогнутые наклонные прослои газовых гидратов мощностью 0,5— 2 см, так и линзы газовых гидратов нео бычной формы (0,5—4 см толщиной).

Структура ПОИ (глубина воды около 665 м). На расстоянии около пяти километров к западу от очага раз грузки КОПРИ было обнаружено скопление газовых гидратов, приуро ченное к другому очагу разгрузки газа, названное ПОИ (POI). В пределах структуры ПОИ было выполнено две станции грунтового пробоотбора, LV36 55H и LV36 57H. Отложения обо их кернов содержали газовые гидраты.

В отложениях, вскрытых на стан Рис. 7. Волнисто субвертикальная гидратообусловленная ции LV36 55H (выход керна 310 см), га текстура отложений, станция LV36 59H зогидратоносным являлся интервал (очаг разгрузки газа ВНИИОкеангеология).

носит название разлом Лаврентьева, обнару она. Спецификой вмещающих гидраты отложе женный в результате геолого геофизических ис ний, судя по всему, и объясняется их необычная следований по программе KOMEX. Большин гидратообусловленная текстура — волнисто ство сейсмоакустических профилей располага субвертикальная (рис. 7).

лось вкрест распространения разломных зон.

Структура Гизела. Из двух кернов грунтовых Обнаруженные разрывные нарушения, в боль станций, LV36 61H и LV36 64H, отобранных в шинстве своем являются разломами сбросового пределах уже известного очага разгрузки газа Ги типа, к участкам их выхода на дно приурочены зелла (Gisella, Biebow et al., 1999), один (LV36 61H) очаги разгрузки флюидов, отмеченные анома оказался газогидратоносным. Особенностью это лиями типа «факел» на записи эхолота.

го гидратопроявления является его мелковод На рис. 8 показан фрагмент сейсмоакусти ность, глубина воды в месте пробоотбора не пре ческого профиля LV36 81, а на рис. 9 его схема вышала 390 м. Гидраты наблюдались в виде тонких тическая интерпретация. На сейсмоакустичес (менее 0,7 см) слойков, в призабойном участке ком профиле (в правой части) наблюдается ряд керна (в интервале поддонных глубин 50—66 см), ступенчатых сбросовых нарушений, в то время субгоризонтальных и секущих, наклонных.

как в правой части выявлена крупная структура, Район разлома Лаврентьева. Второй район, характеризующаяся двумя поднятиями в релье изученный в ходе экспедиции, был описан ранее фе с превышением над дном более 80 м. Диаметр в рейсах по программе KOMEX. Этот район ха этой структуры составляет около 5 км. Особен рактеризуется сложным тектоническим строе ностью сейсмоакустического разреза через эту нием, наиболее крупный из эскарпов, простира структуру является наличие в толще вертикаль ющийся в направлении СЗ—ЮВ приурочен к ной зоны хаотических отражений. Все это по так называемому разлому Лаврентьева. Район зволяет сделать предположение о том, что это носит название этого разрывного нарушения грязевой вулкан или глиняный диапир.

(район разлома Лавреньтьева).

В данном районе было выполнено восемь Профили сейсмоакустического профили станций грунтового пробоотбора. Керны двух рования на полигоне №2 прокладывались с уче грунтовых станций, LV36 72H и LV36 74H, со том широкого развития в этом районе крупных держали газовые гидраты.

разрывных нарушений, крупнейший из которых Рис. 8. Фрагмент сейсмоакустического профиля LV36 81 на полигоне №2.

газовых гидратов мощностью более 1 см. Интервал керна 68—100 см представлен тонким переслаиванием линз, включений и слойков газовых гидратов с вмещающим осадком, со держание газовых гидратов в интер вале составило 30—35%.

Результаты экспедиционных ис следований 2005 г., проходивших в рамках проекта ХАОС 2 в Охотском море, показали наличие значительно го количества новых скоплений газо вых гидратов, связанных с фокусиро ванной разгрузкой флюидов в этом районе. В частности, обнаружены но вые скопления газовых гидратов на участке, расположенном в 35 км к се веру от полигона, изученного в рейсах Рис. 9. Схематическая интерпретация фрагмента сейсмоакусти LV31 и LV32, а также в 45 км к югу, в ческого профиля LV36 81.

районе разлома Лаврентьева. Скоп Красным цветом показаны основные разрывные нарушения, зеле ления газовых гидратов выявлены не ным – некоторые направления осадочной слоистости.

только в осадках голоценового возра ста, но впервые также и в более древ Структура КИТ. Станция LV36 72H была них отложениях, предположительно плейстоце выполнена в пределах структуры КИТ (KIT), на новых. Обнаружены мощные газогидратонос ходящейся на глубине воды около 630 м. Газо ные горизонты (до 35 см) с объемным содержа гидратопроявления в керне LV36 72H отмечены, нием газовых гидратов в них до 100%. Такие начиная с поддонной глубины 140 см, и пред мощные газогидратопроявления в этом районе ставлены слоями и линзами мощностью до 1 см. Мирового океана описаны впервые. Наимень В нижней части керна, в интервале поддонных шими глубинами океана, на которых были ранее глубин 190—306 см, газовых гидратов обнаруже обнаружены газовые гидраты в придонных отло но не было. жениях, считались 480 м (Каспийское море) и Структура Данжен. Очаг разгрузки газа Дан 530 м (Мексиканский залив). Область распрост жен (Dungeon, название было дано в честь лабора ранения скоплений газовых гидратов в долгожи тории геологии газовых гидратов, ВНИИОкеанге вущих очагах Охотского моря значительно рас ология, Санкт Петербург) был обнару жен в районе разлома Лаврентьева на глубине воды 385 м. Грунтовая станция LV36 74H вскрыла газовые гидраты.

Мощность вскрытых отложений со ставляла 100 см;

газовые гидраты на блюдались, начиная с поддонной глу бины 38 см вплоть до забоя.

Интервал керна 40—68 см пред ставлял собой массивный плотный слой газовых гидратов (рис. 10), ко торый при разрезании оказался пере слаиванием тонких изогнутых, суб параллельных и реже секущих слой ков газовых гидратов 0,5—10 мм тол щиной, цементирующих смерзшуюся осадочную массу (рис. 11). Содержа ние газовых гидратов в интервале со ставило 50—60%. На горизонте 38 см Рис. 10. Газогидратоносный интервал керна 40 68 см, наблюдался субгоризонтальный слой станция LV36 74H (очаг разгрузки газа Данжен).

Рис. 11. Газогидратоносный интервал керна 40—68 см, станция LV36 74H, после разрезания.

ширена (по сравнению с данными 2003 г.) не водных скоплений газовых гидратов позволит только в географическом плане, но и по глубине существенно снизить затраты на разработку и воды, на которой были выявлены такие скопле эксплуатацию залежей углеводородных газов, ния (385 и 390 м). Обнаружение самых мелко находящихся в газогидратной форме.

Результаты 26 рейса НИС «Профессор Логачев» в район 13°с.ш.

Северо Атлантического хребта В I и II квартале 2005 г. группа сотрудников гидрохимические и гидрофизические исследо отдела геологии и минеральных ресурсов океана вания водной толщи. С группой тесно контакти ВНИИОкеангеология участвовала в экспедици ровал сотрудник отдела стратиграфии, старший онных работах (26 рейс) НИС «Профессор Ло научный сотрудник, к.г. м.н. В.В. Шилов — лито гачев» (ПМГРЭ) (рис. 1). В состав группы вхо стратиграфические исследования.

дили пять специалистов: зав. сектором, к.т.н. Район работ 26 рейса НИС «Профессор Ло С.И. Петухов — геодинамический анализ релье гачев» (ПМГРЭ) — полигон 13°с.ш. в осевой фа дна;

ст. научный сотрудник, к.г. м.н. Е.А. По зоне Северо Атлантического хребта (САХ), где в пова — литолог геохимик;



Pages:     | 1 | 2 || 4 |
 





 
© 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.