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 | 5 |   ...   | 13 |

«МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ И ЭКОЛОГИИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ УНИТАРНОЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ «ЧИТАГЕОЛСЪЁМКА» ...»

-- [ Страница 3 ] --

В процессе ГДП-200/2 авторами изучены лектостратотипы устьборзинской и чиндантской свит, а также их выходы на левобережье р.Борзя, левобережье р.Онон, в районе пос.Дурбочи. Литологическое сходство стратонов, а также одновозрастность комплексов миоспор и фауны, содержащихся в породах, позволяет параллелизовать от­ ложения устьборзинской свиты стратотипической местности и разрезы, относимые предшественниками к чиндантской свите по пади Дурбочи и в районе горы Нарын Хундуй.

Из стратотипа средней подсвиты устьборзинской свиты Л.Н. Неберикутиной вы­ делены споры, свидетельствующие о эйфельско-живетском возрасте вмещающих отло­ жений, а из верхней - позднеживетско – раннефранские микрофоссилии (табл. 1).

Таблица Распространение палинологических остатков в разрезах стратотипической местности устьборзинской свиты верхняя Общая шкала средняя подсвита подсвита S D1 D2 D3 C1 C2 C3 P1 P2 P3 T1 T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 2400a 2401a 2402 2404a 1005-1 1005-5 2417 Cyclogranisporites rugosa (Naum.) Oshurk. о о Leiotriletes trivialis Naum. о о о о Stenozonotriletes laevigatus Naum. о Laevigataletes plicatus (Waltz) Oshurk. о Cyclogranisporites rotunda (Naum.) Oshurk. о о Geminospora compacta (Naum.) Obukh. о о Lophozonotriletes scurrus Naum. о о Microreticulatisporites minor (Naum.) Oshurk. о Lanatisporis compositus Arch. о Devonomonoletes commutatus (Tschibr.) Arch. о Archaeozonotriletes postulatus Naum. zv о Lanatisporis compositus Arch. zv Acanthotriletes (Naum.) Pot. et Kr. о о Brochotriletes Naum. et Oshurk. о о Dictyotriletes (Naum.) Pot. et Kr. о о Verrucosisporites (Ibr.) Sm. et Butt. о Retusotriletes (Naum.) Streel о Lophozonotriletes Naum. о о о Tuberculispora Oshurk. о Geminospora (Balme) Owens о о Camarozonotriletes Naum. о Rhabdosporites Rich. о Emphanisporites McGr. ef о о Calamospora microrugosa (Ibr.) S., W. et B. о о о о Lophotriletes sp. о о о о Tuberculatispora sp. о Stenozonotriletes conformis Naum. о о о о Trachytriletes solidus Naum. о о Punctatisporites rotundus (Naum.) Pashk. о о Leiosphaeridia sp. о Calamospora minutissima (Naum.) Lub. о о распространение таксонов в разрезах Забайкалья стратиграфическое распространение таксонов Кроме того, в верхней подсвите встречены водоросли Rothpletzella devonica (M a s l o v ) (определение В.А. Лучининой) среднего девона и Solenopora (определения Р.М. Ивановой), предположительно фаменского возраста;

фораминиферы Moravam­ mina? (определения Р.М. Ивановой), предположительно живетского возраста;



спикулы кремневых губок tetractines и pentactines и радиолярии Trilonche davidi (H i n d e ) и Tri­ lonche cf. obtusa H i n d e, распространённые в живетско – фаменских отложениях (определение О.Т. Обут), а также конодонты (определения В.А. Аристова, Н.Г. Изох) живетского и франского ярусов: Icriodus ex gr. simetricus Br. et. Mehl, Mesotaxis sp., Panderodus sp., Polygnathus sp., Ancyrodella sp., Palmatolepis sp., Polygnathus sp., Ancyro­ gnathus cf. triangularis Y o u n g [1].

На основании новых данных возраст устьборзинской свиты определен в интер­ вале средний-поздний девон. В стратотипе чиндантской свиты, в районе горы Нарын Хундуй выделен комплекс миоспор эйфельско-живетского веков среднего девона (табл.

2), а по пади Дурбочи определены ругозы Xistriphyllum ex gr. spinulosum (S o s h k i n a ) и Betanyphyllum cf. soetenicum (Schluter), возраст которых живетский (определение Ю.И. Оноприенко).

Таблица Распространение палинологических остатков в разрезе района горы Нарын-Хундуй (стратотип «чиндантской» свиты) общая шкала чиндантская свита название S D1 D2 D3 C1 C2 C3 P1 P2 P3 T1 T2 T3 J K 2436Б 1001В 2441 2442 2443 2444А Cyclogranisporites rugosus (Naum.) Oshurk. о о Trachytriletes minor Naum. о о Geminospora micromanifesta (Naum.) Obukh. о о о G.compacta (Naum.) Obukh. о о о Retusotriletes communis Naum. о Lohpozonotriletes scurrus Naum. v о о Acanthotriletes perpusillus Naum. f о о о о Acanthotriletes serratus Naum. f о о Hymenozonotriletes abynatus Tschibr. о Lanatisporis hispidus Arch. ef о Geminospora decora (Naum.) Arch. zv о о о о Geminospora meonacantha (Naum.) Tschibr. zv о о о Geminospora tuberculata (Kedo) Allen zv о о о Geminospora egregius (Naum.) Tschibr. zv о о о Geminospora vulgata (Naum.) Arch. zv о о Geminospora violabilis (Tschibr.) Owens zv о Geminospora. extensa (Naum.) Gao. zv о о о о Dictyotriletes (Naum.) Pot. et Кr. о о Acanthotriletes (Naum.) Pot. et Кr. о о о Hymenozonotriletes (Naum.) Pot. о о о Lophozonotriletes Naum. о Verrucosisporites (Ibr.) Sm. et Butt. о Calamospora minutissima (Naum.) Lub. о о о о Calamospora microrugosa (Ibr.) S., W. et В. о о о о о о Leiotriletes laevis Naum. о о L. laevis Naum. var. sinuosus V.Umn. о L. simplex Naum. о Punctatisporites rotundus (Naum.) Pashk. о о Trachytriletes solidus Naum. о о о Acanthotriletes tenuispinosus Naum. о Geminospora rugosa (Naum.) Obukh. о Geminospora compta (Naum.) Arch. var. expletivus Tschibr. о Gravisporiles basilaris (Naum.) Pashk. о Perotriletes meonacanthus (Naum.) Arch. о Camarozonotriletes obtusus Naum. о Diatomozonotriletes devonicus Naum. о Stenozonotriletes sp. о о о о Stenozonotriletes conformis Naum. о Таким образом, согласно новым определениям палеонтологических остатков, выяснено, что чиндантская и устьборзинская свиты формировались единовременно, а их разрезы аналогичны. Палинологические остатки, одновозрастные устьборзинским, выделены в том числе и из старатотипа чиндантской свиты, в связи с чем она должна быть упразднена. Кроме того, проведенные исследования показывают, что к чиндант­ ской свите относились разновозрастные блоки, т.к получены новые данные о содержа­ нии каменноугольных миоспор в спектрах, выделенных из отложений чиндантской свиты на левобережье р.Онон напротив устья р.Борзя, поэтому отнесение конкретных разрезов чиндантской свиты к стратонам должно носить дифференцированный харак­ тер.





Список литературы 1. Аристов В.А., Голионко Б.Г., Лыхин Д.А., Некрасов Г.Е., Руженцев С.В. Конодонтовая стратиграфия чиндантской, устьборзинской и уртуйской свит Агинской зоны Монголо-Охотского пояса (Забайкалье) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к конти­ ненту). Иркутск: ИЗК СО РАН, 2007. Вып. 5. Т. 2. - С. 46–48.

2. Геологическая карта СССР. Масштаба 1: 200 000. Серия Восточно-Забайкальская. Лист M-50-XV, XXI.

Объяснительная записка / Н.АТрущова., К.К.Анашкина - М.: Недра, 1979. - 65 с 3.Лучицкий И.В. Геологическое строение низовий и среднего течения р. Онон // Очерки по геологии Си­ бири. - М.: Изд-во АН СССР, 1954. Вып. 17. - С. 3 - 31.

К ВОПРОСУ СОВЕРШЕНСТВОВАНИЯ ЛЕГЕНДЫ ГГК-200/ БАРГУЗИНО-ВИТИМСКОЙ СЕРИИ ЛИСТОВ О.Р. Минина, Ю.П. Гусев, Ю.П. Катюха, К.М. Шелгачев ГФУП «Бурятгеоцентр», Улан-Удэ, yaksha@rambler.ru В статье изложены результаты работ по совершенствованию схем стратиграфии Западного За­ байкалья. Внесены предложения и изменения к легенде ГГК-200 Баргузино-Витимской серии листов.

Геологическая карта масштаба 1:200000 является основным источником новой геологической информации. Основой этих карт служат серийные легенды (СЛ), в кото­ рых стратиграфические подразделения должны рассматриваться как геологические тела, возраст которых мы определяем. В процессе работы над картой легенда должна постоянно уточняться, что помогает полнее раскрыть их содержание, принципы выде­ ления и классификацию геологических объектов, связи между ними [13]. Существую­ щая в настоящее время легенда к ГГК-200/3 Баргузино-Витимской серии листов нужда­ ется в существенной доработке. В последние годы получены новые структурно-геоло­ гические, петролого-геохимические, геохронологические, палеонтологические, и па­ леомагнитные данные, указывающие на необходимость внесения изменений в серий­ ную легенду. На основе этих данных скорректирована история геодинамического раз­ вития Забайкальской зоны палеозоид в среднем – верхнем палеозое. По современным палеогеодинамическим реконструкциям в девоне-карбоне Сибирский континент нахо­ дился в северном полушарии и нынешняя южная окраина его располагалась на широте 50-600 [2]. В пределах Витимкан-Ципинской (Багдаринский, Уакитский районы), Уди­ но-Витимской (Курбинский, Еравнинский районы), Бирамьино-Янгудской (Бирамьино Бамбуйская подзона) структурно-формационных зон (СФЗ) Западного Забайкалья сре­ ди геологических комплексов, традиционно считавшихся рифей-венд-кембрийскими, выделены отложения среднего палеозоя, охарактеризованные комплексами органиче­ ских остатков (высшие растения, брахиоподы, водоросли, кораллы, мшанки, кринои­ деи, строматопороидеи, тентакулиты, конодонты и миоспоры). Установлено, что в среднем палеозое в Западном Забайкалье, после длительного перерыва (верхний кем­ брий-ордовик-силур), заполненного аккреционно-коллизионными событиями начали формироваться осадочные палеобассейны [1, 7, 8, 9, 11, 12, 13, 16, 17]. Новые материа­ лы позволили выделить контуры наложенных герцинских прогибов – Багдаринского, Уакитского, Бамбуйско-Олингдинского, Ульдзутуйско-Химгильдинского и других, ко­ торые в целом, возможно, представляли крупный форландовый палеобассейн девона среднего карбона [2, 9, 16, 17]. Источником сноса осадочного материала служили поро­ ды добайкальского фундамента, верхнерифейских и венд-раннекембрийских островных дуг. Следует отметить, что Багдаринский, Уакитский, Бамбуйско-Олингдинский палео­ бассейны сходны по условиям формирования. Определения органических остатков проводились ведущими российскими палеонтологами: растительные остатки А.Л.

Юриной (МГУ, Москва), В.А. Красиловым (ПИН РАН, Москва), С.В. Наугольных (ГИН РАН, Москва), А.А. Броушкиным (ВСЕГЕИ, С-Петербург), В.А. Ананьевым (ТГУ, г. Томск);

строматопораты В.Г. Хромых (ИГНИГ, г. Новосибирск), мшанки Р.В.

Горюновой и кораллы Л. М. Улитиной и Т.В Шарковой, (ПИН РАН, Москва), коно­ донты В.А. Аристовым и брахиоподы В.Г. Ганелиным (ГИН, Москва), тентакулиты Т.Н. Корень и А.Я. Бергер (ВСЕГЕИ, г. С-Петербург), водоросли К.Б. Кордэ (ПИН РАН, Москва) и В.А. Лучининой (ИГНиГ РАН, Новосибирск);

микрофауна Ю.П. Катю­ ха (ГФУП «Бурятгеоцентр», Улан-Удэ) и О.Т. Обут (ИГНиГ, г. Новосибирск), кринои­ деи А.В. Куриленко, (ФГУП «Читагеолосъемка, Чита), миоспоры Л.Н. Неберикутиной (ВГУ, Воронеж), Е.Г. Раевской и О.В. Шурековой (ВНИГРИ, С-Петербург).

На основе имеющихся данных, мы предлагаем, во-первых, изменить райониро­ вание СЛ по основным геотектоническим этапам (временным срезам) - разделить ри­ фей-венд-среднепалеозойский этап и выделить рифейский, венд- нижнепалеозойский (кембрий – ордовик – силур) и девон - каменноугольный геотектонические этапы (сре­ зы). Во-вторых, внести изменения в описание ряда стратонов, касающиеся их объема и возраста. Ниже изложены наши предложения по девон-каменноугольному срезу СЛ для Витимкан-Ципинской и Удино-Витимской структурно-формационных зон (СФЗ).

Витимкан-Ципиканская структурно-формационная зона Багдаринская подзона расположена на Витимском плоскогорье. В Легенде Бар­ гузино-Витимской серии ГГК-200 листов N-49-XII и N-49-XVIII багдаринская свита да­ тирована венд-нижним кембрием, ороченская – нижним кембрием, якшинская – ниж­ ним-средним кембрием, точерская – верхним кембрием – ордовиком. В СЛ Алдано-За­ байкальской серии листов к ГГК-1000/3 багдаринская свита, отнесена к рифею, орочен­ ская - к венду, якшинская - к нижнему – среднему кембрию, точерская - к девону. Воз­ раст и объем стратонов в Багдаринском районе неоднократно пересматривались. Па­ леонтологическая информация была часто противоречивой. Например, Г.А. Воронцо­ вой (1996) в якшинской и ороченской свитах были выявлены фрагменты скелетной фа­ уны (лепидотрихии, чешуйки рыб), интервал распространения которой определен мезо­ зоем (триас-юра) или как не древнее девона. Только в последние годы получены новые палеонтологические, литолого-фациальные и палеомагнитные данные, позволяющие создать достаточно надежную основу схемы стратиграфии района. Ороченская, як­ шинская, точерская и багдаринская свиты отнесены к среднему палеозою [8, 10, 12].

Объем стратонов скорректирован только для ороченской и точерской свит. Из состава ороченской свиты выделены отложения нижнекембрийской безымянной толщи Сиво Сивоконского междуречья (выделена впервые Н.П. Андреевым, 1991). Объем точер­ ской свиты расширен за счет включения в нее слабометаморфизованных образований Талой-Усойского междуречья, по составу аналогичных нижней и верхней частям то­ черской свиты р. Ауник. В о р о ч е н с к о й с в и т е установлены девонские строма­ топориды Amphipora sp., Stromatoporata sp., криноидеи, мшанки среднего палеозоя, комплекс синезеленых, зеленых Rothpletzella sp., Ortonella sp., Lancicula sp., Rohtplet­ zella devonica Masl. и харовых водорослей, наиболее распространенных в девоне. В ре­ зультате полевых работ 2009 года на водоразделе р. Инок-кл.Березовый (правый приток р. Точер), в отложениях ороченской свиты обнаружен типичный рифовый массив, име­ ющий все признаки, характерные для рифовых комплексов. Каркас рифа сложен корал­ лами, мшанками, строматопороидеями, водорослями. Возраст свиты определяется де­ воном, по мнению В.А. Лучининой и В.Г. Хромых, проводивших определение органи­ ческих остатков, это нижний – средний девон. В я к ш и н с к о й с в и т е, в карбо­ натной нижней подсвите, обнаружены: табулята Graciolopora sp., тамнопоридные ко­ раллы Pachypora, распространенные в среднем и верхнем (фран) девоне;

колониальные ругозы и хететиды рода Chaetetes, распространенные в девоне-перми;

конодонты верхнедевонские (нижний фран) Palmatolepis cf. transitans Mull. и верхнедевонско-ниж­ некаменноугольные Spathognathodus sp.;

мшанки Geramopora sp. ордовика – девона;

водоросли Rothpletzella sp. силура-девона. В комплексе миоспор преобладают виды, ха­ рактерные для франского яруса верхнего девона. В терригенной подсвите установлены остатки сифоновых водорослей силура-девона и строматопороидей Actinostroma cf.

guasifenestratum Khromych, распространенных в фаменском ярусе верхнего девона.

Следует отметить, что в некоторых палеонтологических шлифах, микрофаунистиче­ ских и палинологических пробах из разных частей разреза якшинской свиты выделены хитинозои Conochitina sp., Rhabdochitina sp., Desmochitina sp. (ордовик-девон), обломки граптолитов и мелкораковинной фауны (силур?), спикулы губок, фораминиферы, ра­ диолярии, обломки археоциат и трилобитов;

акритархи (докембрий-ордовик), пробле­ матики рода Siphogonuchites cf. triangularis (венд-кембрий). Наличие фрагментов до­ кембрийско – нижнепалеозойской органики мы объясняем седиментационным переот­ ложением, связанным с размывом додевонских пород. Таким образом, возрастной ин­ тервал якшинской свиты определяется как верхнедевонский (фран-фамен). Т о ч е р ­ с к а я с в и т а датирована фаменским ярусом верхнего девона - турнейским ярусом нижнего карбона. В н и ж н е й п о д с в и т е выделены конодонты Palmatolepis cf. trian­ gularis Sann., Polygnathus sp., “Ozarkodina” sp. «Ligonodina» sp., распространенные в фаменском, а Palmatolepis perlobata schindewolfi Mull., P. cf. marginifera Helms., Polyg­ nathus glaber (Ulr. et Bass.) – в нижне–среднефаменском подъярусе верхнего девона.

Встречены стеблевые фрагменты криноидей, тентакулит Nowakiida (характерны для де­ вона). В с р е д н е й п о д с в и т е предшественниками найдены фрагменты коры плау­ новидных с листовыми подушечками, распространенными в верхнем девоне-нижнем карбоне [15], комплекс миоспор имеет тот же интервал распространения. В в е р х н е й п о д с в и т е установлены конодонты Pseudopolygnathus triangulus Voges и комплекс миоспор, характерные для отложений турнейского яруса нижнего карбона. К точерской свите отнесена ритмичнослоистая пачка флишоидного типа («черносланцевая»), в углисто-глинистых известняках которой (р. Ауник) обнаружены конодонты Neopolyg­ nathus communis Brans. et Mehl. и комплекс миоспор среднефаменского подъяруса верх­ него девона – нижнего (турне) карбона, строматопороидеи Kyklopora sp. (р.Усой) фа­ менского яруса верхнего девона. Б а г д а р и н с к а я с в и т а имеет широкий возраст­ ной диапазон и большую мощность. В н и ж н е й п о д с в и т е найдены высшие расте­ ния - проптеридофиты, известные из верхнесилурийских и девонских отложений, сифо­ новые водоросли Bijagodella sp. и Konikopora sp. среднего-верхнего девона, и синезеле­ ные Ortonella sp. и Rothplezella sp., характерные для девона, строматопороидеи Amphi­ pora cf. angusta Lec. среднего-верхнего девона. В с р е д н е й п о д с в и т е обнаружены остатки табулятоморфных кораллов, гелиолитид, мелкие фрагменты мшанок и водо­ рослей Renalcis devonicus Antropov, распространенных в девоне. В комплексе миоспор из нижней и средней подсвит преобладают виды, типичные для отложений франского яруса верхнего девона. В в е р х н е й п о д с в и т е собраны обильные остатки мшанок Rhombotrypella (появляются в среднем карбоне), Rhabdomeson, Primorella, Fistulipora и Ascopora (известны с нижнего карбона), дазикладациевые водоросли Antracoporella sp., характерных для каменноугольных отложений. Возраст нижней и средней частей раз­ реза багдаринской свиты определяется как верхнедевонский, возраст верхней - в интер­ вале нижнего-среднего карбона. А у г л е й с к а я с в и т а была впервые выделена П.В. Осокиным (1960) году в междуречье Ауглея и Иннокана. Эти отложения Н.А. Фи­ шевым (1963) были отнесены к бурундинской свите, возраст которой в настоящее вре­ мя, определен на смежной площади как девонский [6]. Мы вновь выделяем ауглейскую свиту, перекрывающую багдаринскую свиту (водораздел Инок–Иннокан). В состав сви­ ты включены только пачки конгломератов (три) с прослоями песчаников, алевролитов, глинистых сланцев. Во второй пачке конгломератов в обломках сиреневых алевролитов обнаружены остатки колоний мшанок – сетчатых фенестелид, однотипных, установ­ ленным в багдаринской свите. Следовательно, возраст ауглейской свиты должен быть не моложе среднего карбона (верхний возрастной предел багдаринской свиты).

По обстановкам седиментации ороченская свита и нижняя часть якшинской сви­ ты накапливались в обстановках карбонатного линейного побережья и прилегающего карбонатного шельфа. Точерская свита отвечает обстановкам серии озер, периодиче­ ски, имевших сообщение с морем. Пестроцветная терригенная ассоциация багда­ ринской свиты и верхняя терригенная часть якшинской свиты представлены сложным фациальным комплексом отложений морских дельт, линейных побережий и фрагмента­ ми терригенных шельфов [17]. В структурном отношении район представляет собой грабен-синклиналь (Багдаринскую синформу), протягивающуюся в северо-восточном направлении, где тектонически совмещены различные в формационном отношении комплексы [9, 12, 13]. Отложения Багдаринского прогиба слабо метаморфизованы, смя­ ты в пологие складки, разбиты многочисленными разломами и прорваны «сшивающи­ ми» их гранитоидами с возрастом 288±2 млн лет [13].

Уакитская подзона (район) расположена в восточной части Баргузино-Ципи­ канской СФЗ. Традиционно стратиграфическая схема листа N-49-VI выглядит следую­ щим образом: к среднему рифею отнесена олнинская толща, к верхнему рифею - мух­ тунная, нерундинская и сырыхская свиты, покровные фации жанокского вулканическо­ го комплекса, к венду - гольцовая свита, к венду-нижнему кембрию - юктоконская се­ рия в составе гагарской, перевальной, левоуакитской и белогорской свит, к нижнему – среднему кембрию - санская, к ордовику – суховская свиты. В результате геологическо­ го доизучения ГДП-200/2 в пределах подзоны выделено два структурно-вещественных комплекса, различающихся составом, возрастом, геодинамической природой, структур­ ной и метаморфической эволюцией пород. Нижний, рифейский комплекс слагают сред­ нерифейские метавулканиты олнинской толщи и позднерифейские субвулканические тела трахириолит-порфиров жанокского комплекса с вулканитами и терригенно-карбо­ натными породами жанокской свиты. К верхнему, среднепалеозойскому комплексу от­ несены фациально замещающие друг друга по латерали (с востока на запад) верхнеде­ вонские санская свита, юктоконская серия, уакитская толща, мухтунная и сырыхская свиты верхнего девона-среднего карбона и средне-верхнекаменноугольная вулканоген­ ная суховская свита. Верхнедевонская, верхнефранская у а к и т с к а я т о л щ а вы­ деляется в объеме части мухтунной и нерундинской свит, девонская ю к т о ­ к о н с к а я с е р и я, в составе гагарской, перевальной, левоуакитской, белогорской свит, верхнефранско - среднефаменская с а н с к а я с в и т а в объеме санской свиты СЛ и верхнедулешминской свиты Д. Жалсобона (1956). Верхнедевонско – нижнекамен­ ноугольная м у х т у н н а я с в и т а выделена в объеме мухтунной свиты стратотипи­ ческой местности, в ее состав также включены карбонатно-петрокластические образо­ вания р. Тале. Нижне-среднекаменноугольная с ы р ы х с к а я с в и т а нами прини­ мается в объеме сырыхской свиты по М.М. Язмиру (1963) с включением в ее состав от­ ложений гольцовой свиты г. Юктокон и полимиктовых фангломератов верховьев р.

Срих. Как верхняя часть разреза, в состав сырыхской свиты введена терригенно-вулка­ ногенная часть разреза суховской свиты. К с у х о в с к о й с в и т е среднекаменно­ угольного возраста нами отнесены андезибазальты, базальты с подушечной отдельно­ стью. Гольцовая свита серийной легенды признана инвалидной, так как, представляет собой гетерогенный комплекс, состоящий из фрагментов разрезов сырыхской, санской и жанокской свит. В составе левоуакитской свиты описаны олистостромы гравитаци­ онного и тектоно-гравитационного генезиса. Олистоплаки и олистолиты содержат кем­ брийскую фауну археоциат, брахиопод и водорослей и представляют собой фрагменты основания позднедевонского палеобассейна. Матриксом олистостром являются слои­ стые карбонатные отложения девонского возраста [4;

5]. Среднепалеозойский возраст стратонов определен по комплексам органических остатков. Остатки высших растений Orestovia, Flabellofolium williamsonii (Nath) Iur. et Put. и Flabellofolium sp., спорангии растений Pectinophyton sp., побеги риниофитов, распространенных в девоне-нижнем карбоне, найдены в уакитской толще, санской и мухтунной свитах. В мухтунной свите, юктоконской серии и уакитской толще установлены комплексы ископаемых водорос­ лей: цианей Ikella sp., Izhella, Rotpletzella sp., Renalcis sp. и Girvanella sp., зеленых Zidella sp., Tharama sp., Lancicula sp., Litanaia sp., Hedstroemia sp., Garwoodia sp. и харо­ вых Umbella, широко распространенных в девоне. В перевальной свите юктоконской серии также найдены остатки раковин тентакулит Tentaculitida силура-девона. В сы­ рыхской свите установлен комплекс миоспор средней части нижнего – нижней части среднего карбона. Миоспоры выделены во всех стратонах и позволяют установить их вертикальную возрастную последовательность.

Терригенно–карбонатный комплекс Уакитского палеобассейна накапливался в течение единого позднедевонско-среднекаменноугольного временного интервала и вы­ полняет осадочный прогиб. Палеобассейн на начальных этапах эволюции являлся обла­ стью морского карбонатонакопления в сочетании с терригенным. Уакитская толща на­ капливалась в обстановках крупной морской палеодельты. Юктоконская серия фор­ мировалась в обстановках передового склона карбонатной платформы, основанием ко­ торой являлись кембрийские карбонатные отложения фундамента палеобассейна.

Санская свита рассматривается как аллювиальная. Мухтунная и сырыхская свиты отла­ гались в озерных и аллювиальных обстановках палеобассейнов типа межгорных впадин [16]. Отложения прогиба практически неметаморфизованы, сложно дислоцированы в конце герцинского тектонического цикла, и в современной структуре представляют со­ бой ряд тектонических линз и пластин, разделенных сдвигами, взбросами и надвигами.

Удино-Витимская структурно-формационная зона Еравнинская подзона (район) по традиционным представлениям сложена ранне­ палеозойским вулканитами олдындинской свиты нижнего кембрия, выше которых сле­ дует химгильдинская свита нижнего-среднего кембрия и исташинская свита верхнего кембрия–ордовика. В результате наших исследований из состава олдындинской свиты, возраст которой определен в настоящее время как кембрий–ордовик (данные С.В. Ру­ женцева), выделена девонская у л ь з у т у й с к а я т о л щ а, к которой отнесены кар­ бонатно-терригенно-туфогенные породы пестрого состава. Ульзутуйская толща с чет­ ким трансгрессивным контактом перекрывает дациты и андезитовые порфириты ол­ дындинской свиты. Стратотипический разрез ее находится на водоразделе рр. Ульзу­ туй–Известковый и представлен: первая пачка - слоистые существенно кварцевые пес­ чаники, плитчатые известняки, туффиты;

вторая пачка - вулканомиктовые пестроцвет­ ные песчаники, гравелиты, алевролиты с прослоями алевропелитов и органогенных из­ вестняков, туфов, средних и кислых эффузивов;

третья пачка - пестроцветные тефро­ турбидиты, содержащие блоки, валуны, гальку разнообразных вулканитов и водоросле­ во-археоциатовых известняков, горизонты пестроцветных крупноглыбовых кон­ глобрекчий (микститовый комплекс). Толща распространена в верховьях р. Левая Ол­ дында и в среднем течении р. Кыджимит. В бассейне р. Кыджимит ульзутуйская толща - известняково-терригенно-туфовая. В ее составе выделяются пачки (снизу вверх): тон­ кослоистых известковистых кварцевых песчаников, песчанистых известняков;

тефро­ турбидитов среднего и кислого состава, туфов, полимиктовых туфогравелитов и кон­ гломератов;

вулканомиктовых песчаников и гравелитов, туфов, реже фельзитов и пор­ фиритов. Общая мощность ульзутуйской толщи 750-1500м.

В нижней части разреза в стратотипе определены конодонты Pandorinellina cf.

postexcelsa Wang et Ziegler, P. cf. exiqua philipi Klapper, P. steinhornensis (Ziegler), Pan­ derodus sp., Polygnathus sp., характерные для эйфельского яруса нижнего девона и Pan­ derodus cf. unicostatus (Br. tt Mehl), распространенные в силуре-среднем девоне, тента­ кулиты, сифоновые и харовые водоросли силура-девона;

в средней выделены обильные остатки криноидей, мшанок и кораллов, распространенных в среднем палеозое, остатки брахиопод рода Cyrtospiriferidae gen.indet.vel Syringothyridae gen. indet., встречающего­ ся в девоне-нижнем карбоне, многочисленные трубчатые сифоновые водоросли, харак­ терные для нижнего карбона,. строматопороидеи Kyklopora, распространенные в фа­ менском ярусе верхнего девона, и комплекс миоспор, в составе которого преобладают верхнедевонско-нижнекаменноугольные (турне) формы. В прослоях органогенно-обло­ мочных известняков Левой Олдынды обнаружены: амфипориды силура – девона, водо­ росли Rothpletzella sp., Ikella sp., Nuia devonica Sh., типичные для девонских отложений (нижняя часть разреза), трубчатые сифонеи Berezella, Drinella, характерные для нижне­ го карбона, мшанки Fistulipora sp., распространенные от верхнего ордовика до конца перми, и выделены миоспоры верхнего девона – нижнего карбона (верхняя часть раз­ реза). В бассейне р. Кыджимит еще предшественниками были найдены мшанки Ceramopora sp., Orbipora sp., цефалоподы Discosorida sp., распространенные в ордови­ ке (среднем ордовике) – девоне, и фрагменты археоциат нижнего кембрия [6]. Нами об­ наружены: в нижней части разреза - кораллы рода Sociophylum нижнего-среднего дево­ на;

конодонты Palmatolepis sp., Polygnatus sp., распространенные в среднем (?живет­ ский ярус) – верхнем (?франский ярус) девоне;

водоросли Rothpletzella sp. силура-дево­ на, харовые Sicidium sp. и миоспоры среднего-верхнего девона. В верхней части разреза определены миоспоры, распространенные в верхнем девоне – турнейском ярусе нижне­ го карбона. Таким образом, возрастной интервал ульзутуйской толщи по комплексам органических остатков определяется девоном. Возможно, верхний предел толщи (водо­ росли, миоспоры, строматопороидеи) – нижнекаменноугольный (до турнейского яруса).

И с т а ш и н с к а я и х и м г и л ь д и н с к а я с в и т ы Еравнинской зоны тесно связаны с осадконакоплением ульзутуйской толщи. В исташинской свите обнару­ жены губки и строматопораты, встречающиеся в позднем девоне, и выделен богатый комплекс миоспор, сопоставимый с палинокомплексом нижнефранского подяруса верхнего девона. Возраст свиты определен как верхнедевонский, нижнефранский [2;

3;

7]. В химгильдинской свите по р. Хулудый обнаружены церамопороидные мшанки, распространенные с ордовика до перми, и выделен комплекс миоспор фаменского яру­ са верхнего девона, а в стратотипе по р. Химгильда - нижнего-среднего карбона.

Таким образом, в среднем – верхнем палеозое на территории Западного Забайка­ лья происходили процессы (начались в девоне), завершающие образование аккрецион­ но-коллизионного орогена, его денудация, и формирование наложенных герцинских прогибов (Багдаринского, Уакитского, Бамбуйско-Олингдинского, Ульдзутуйско-Хим­ гильдинского и др.). Предполагается связь этих бассейнов с Хангай-Хэнтэй-Даур ской системой окраинных морей Монголо-Охотского океана [2].

Список литературы 1. Аристов В.А., Катюха Ю.П., Минина О.Р., Руженцев С.В. Новые данные по стратиграфии палеозоя Витимского плоскогорья (Западное Забайкалья) // Вест. ВГУ, Сер. Геология №2, Воронеж, 2005, - С. 19 24.

2. Гордиенко И.В., Булгатов А.Н., Руженцев С.В., Минина О.Р., Климук В.С., Ветлужских Л.И., Некрасов Г.Е., Ласточкин Н.И, Ситникова В.С., Метелкин Д.В., Гонегер Т.А., Лепехина Е.Н. История развития Удино-Витимской островодужной системы Забайкальского сектора палеоазиатского океана в позднем рифее –палеозое // Геология и геофизика.(в печати).

3. Гордиенко И.В., Минина О.Р., Хегнер Э., Ситникова В.С. Новые данные по составу и возрасту палео­ зойских осадочно-вулканогенных толщ и интрузивов Еравнинского островодужного террейна (Забайка­ лье). Вулканизм и геодинамика: матер. III Всероссийского симпоз. по вулканологии и палеовулканоло­ гии. Т.1. Улан-Удэ: БНЦ СО РАН. 2006, - С. 154-158.

4. Кирмасов А.Б., Минина О.Р. Механизмы формирования меланжа в карбонатных породах юктаконской свиты (Уакитская зона, Северное Прибайкалье). Сб. науч. тр. Современные вопросы геологии. М.: Науч­ ный мир, 2002. - С. 195-199.

5. Клочко А.А., Кирмасов А.Б., Минина О.Р. Элементы покровной структуры и олистостромы Уакитской зоны Прибайкалья // Сб. науч. тр. конф. Совр. вопросы геотектоники. М.: Научный мир, 2001. - С. 113 116.

6. Кременецкий И.Г., Далматов Б.А. Новые данные по стратиграфии Восточного Прибайкалья. Кембрий, подстилающие и перекрывающие его отложения // Кембрий Сибири и Ср. Азии. М. Наука, 1988. - С. 83 97.

7. Минина О.Р. Стратиграфия и комплексы миоспор отложений верхнего девона Саяно-Байкальской гор­ ной области. Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2003. - 17 с.

8. Минина О.Р., Неберикутина Л.Н. Региональные биостратиграфические подразделения верхнего девона Западного Забайкалья по миоспорам. Девонские наземные и морские обстановки: от континента к шельфу (Проект 499 МПГК/Международная комиссия по стратиграфии девона): Материалы Междунар.

конф., Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2005. - С. 112-113.

9. Минина О.Р.,Филимонов А..В., Савченко А..А., Катюха Ю.П. Средний – верхний палеозой Западного Забайкалья: проблемы выделения и биостратиграфии // Проблемы геологической и минерагенической корреляции в сопредельных районах России, Китая и Монголии: Труды VII междунар. Симпоз., Чита:

Изд-во ЗабГГПУ, 2007. - С. 45-48.

10. Метелкин Д.В., Минина О.Р., Юлдашев А.А., Михальцов Н.Э. К вопросу о возрасте и условиях фор­ мирования багдаринской толщи (Западное Забайкалье): предворительные результаты палеонтологиче­ ских и палеомагнитных исследований // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы научного совещания. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, Вып. 4. Т. 2., 2006. - С. 20-23.

11. Ненахов В.М., Никитин А.В. Структура, магматизм и тектоническая эволюция Уакитской зоны в па­ леозое: К проблеме формирования Ангаро-Витимского батолита // Геотектоника, №2, 2007. С - 34-52.

12. Руженцев С.В., Аристов В.А., Минина О.Р., Голионко Б.Г., Некрасов Г.Е. Герциниды Икат-Багда­ ринской зоны Забайкалья Доклады Академии наук, т. 417, № 2, 2007. - С. 225- 13. Руженцев С.В., Минина О.Р., Некрасов Г.Е. Новые данные по геологии Еравнинской зоны (Удино Витимская складчатая система, Забайкалье) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиат­ ского складчатого пояса: от океана к континенту. Материалы науч. Совещ. по Программе фундам. ис­ след. Т. 2. Иркутск: Ин-т геогр. СО РАН, 2009. - С. 54-56.

14. Тихомиров И.Н. Легенды карт геологического содержания. // В сб. «Региональная геология и геологи­ ческая картография СПб: 1992. - С. 61-70.

15. Федоров М.В., Григорьев С.И., Тихомиров И.Н. и др. Новые данные о точерской свите (Витимское плоскогорье). Биостратиграфия – геолкарте-50. Тез. докл. II сессии Вост-Сиб. Отд. Всесоюз. Палеонт. об ва. Иркутск: ВостСибНИИГГиМС, 1986. - С. 49-50.

16. Филимонов А.В. Фации и эволюция обстановок седиментации в позднем девоне Уакитского форлан­ дового палеобассейна Западного Забайкалья. // Девонские наземные и морские обстановки: от континен­ та к шельфу (Проект 499 МПГК/Международная комиссия по стратиграфии девона): Материалы Между­ нар. конф., Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2005. - С. 56-59.

17. Филимонов А.В., Минина О.Р. Витимский бассейн форланда девона-карбона (Западное Забайкалье) // Геодинамическая эволюция литосферы ЦАСП: от океана к континенту. Материалы науч. Совещ. по Про­ грамме фундам. исслед. Т. 2. Иркутск: Ин-т геогр. СО РАН, 2007. - С 147-149.

К ПРОБЛЕМЕ ПЕРЕОТЛОЖЕНИЯ ОРГАНИЧЕСКИХ ОСТАТКОВ И ДАТИРОВАНИЯ СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ПОДРАЗДЕЛЕНИЙ ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ О.Р. Минина1, Ю.П. Катюха2, Л.И. Ветлужских ГИН СО РАН, Улан-Удэ, yaksha@rambler.ru;

2ГФУП «Бурятгеоцентр», Улан-Удэ В статье рассмотрены проблемы, связанные с переотложением органических остатков и датиро­ ванием стратиграфических подразделений. Показано, что в Западном Забайкалье широко распростране­ ны микститовые комплексы и часто связанное с ними седиментационное переотложение как макро-, так и микрофоссилий. Приведены случаи седиментационного и миграционного переотложения органических остатков. Рассмотрены критерии переотложения и методика выявления и интерпретации гетерохронных комплексов органических остатков.

В настоящее время Западное Забайкалье рассматривается как комбинация до­ кембрийских микроконтинентов и разновозрастных структурно-формационных зон, ко­ торая сформировалась в палеозое на месте Палеоазиатского океана [1]. В последние годы в регионе наметилась общая тенденция омоложения возраста немых толщ. Орга­ нические остатки девона-карбона, включающие высшие растения, брахиоподы, водо­ росли, кораллы, мшанки, криноидеи, строматопороидеи, тентакулиты, конодонты и миоспоры были установлены в отложениях, ранее считавшихся докембрийскими или раннепалеозойскими. Возраст стратонов противоречит принятым ныне схемам страти­ графии и предполагает широкое развитие среднепалеозойского комплекса отложений во внутренних районах байкалид [10, 13, 15, 16, 19]. В связи с этим остро стоит пробле­ ма инситности встреченных органических остатков и возможности переотложения среднепалеозойских как микро- так и макрофоссилий. Зачастую ссылки на переотложе­ ние органических остатков, особенно микрофоссилий, возникают, если представления о возрасте не укладываются в существующие стратиграфические схемы. Огромный опыт биостратиграфических исследований, в частности палинологического направле­ ния, выработанные специальные методические приемы позволяют четко диагносциро­ вать переотложенные и инситные элементы комплексов органических остатков [2, 3, 4, 5, 8, 9, 10, 11, 12, 14, 17]. В последние годы были проведены специализированные рабо­ ты, включающие, кроме анализа и ревизии палеонтологических материалов, решение вопросов, связанных с геологическими, палеогеографическими и структурно-тектони­ ческими условиями образования отложений. В результате было установлено авто­ хтонное нахождение среднепалеозойских макро- и микрофоссилий в большей части стратиграфических подразделений, ряд стратонов переведен в категорию микститов [3, 4, 8].

Мы остановимся детально на переотложении органических остатков и связан­ ных с ним проблемах датирования стратонов. Любые стратиграфические построения должны опираться на автохтонные компоненты комплексов органических остатков, ко­ торые реально существовали во время накопления осадков. Поэтому решение вопроса о возможности переотложения фоссилий и установлении переотложенных компонентов в составе изучаемого комплекса имеет первостепенное значение при определении возрас­ та отложений [17, 14]. Основным критерием любого типа переотложения является гете­ рохронный состав комплекса органических остатков (резкое возрастное несоответствие автохтонных и аллохтонных элементов). Используется и ряд второстепенных критери­ ев, включающих палеогеографические условия накопления осадков, степень сохранно­ сти объектов (цвет, вторичные изменения), палеоэкологические (совместное присут­ ствие в комплексе остатков организмов, занимающих в древнем бассейне различные экологические ниши, фитоценогенетическая несовместимость палиноспектров) и тафо­ номические (сортировка по размерам и форме, закономерная ориентировка и т. п.) при­ знаки [12, 14, 17]. Одним из критериев вмыва микрофоссилий (миграционное переотло­ жение) является ураганное содержание более молодых форм в одной или нескольких пробах на разных уровнях разреза более древних отложений.

Переотложение органических остатков происходит двумя путями седиментаци­ онным и миграционным. Седиментационное переотложение фоссилий идет в процессе всех циклов осадконакопления, из более древних, размывающихся толщ, в более моло­ дые. К седиментационному переотложению (в основном для макрофоссилий) относится также переотложение отдельных обломков и глыб (олистолиты), чужеродных вмещаю­ щим (матрикс) осадкам [2]. Второй тип переотложения - миграционное. В этом случае, молодые остатки обнаруживаются в породах более древнего возраста. Этот тип называ­ ют «стратиграфической протечкой» для микрофоссилий, а для макрофоссилий – это, в основном, тектонические меланжи. Стратиграфическая протечка подразумевает пере­ нос микрофоссилий в зонах гипергенеза, поглощение и вмыв по трещинам, диагенез в субаэральных условиях. Этот тип переотложения в регионе встречается довольно ред­ ко. С процессом стратиграфической протечки, обусловленным, на наш взгляд, вмывом по трещинам в зоне гипергенеза, мы столкнулись при анализе комплекса микрофосси­ лий из отложений санской и сагансайрской свит. В нижней части разреза верхней под­ свиты с а н с к о й с в и т ы были найдены остатки девонских растений и выделен комплекс миоспор среднего фамена. В верхней части разреза этой подсвиты, в совер­ шенно аналогичных по составу, но дезинтегрированных породах, встречен гетерохрон­ ный комплекс миоспор. В составе комплекса установлены споры типичные для фамен­ ского яруса верхнего девона (75%) и споры и пыльца, распространенные в отложения нижнего мела (5%). В терригенной с а г а н с а й р с к о й с в и т е Восточного Саяна, возраст которой определен по остаткам чешуи рыб в интервале среднего-позднего кар­ бона, установлен палинокомплекс гетерохронного состава. Нижне-среднекаменно угольные формы, синхронные времени накопления отложений, составляют 34% комплекса, седиментационно переотложенные, среди которых преобладают формы ха­ рактерные для разных уровней девона - 25%. В двух пробах выделены единичные зерна пыльцы, пермского облика, миграционно переотложенные из более молодых отложе­ ний.

В Западном Забайкалье мы наиболее часто встречаемся со случаями седимента­ ционного переотложения, для макрофауны - это олистостромовые (микститовые) комплексы гравитационного и тектоно-гравитационного генезиса. Олистостромы пред­ ставляют собой геологические тела, в которых чужеродные глыбы погружены в мат­ рикс осадочного происхождения. Комплексы органических остатков в олистолитах и матриксе микститов разновозрастны. В олистолитах содержатся органические остатки, несингенетичные времени образования отложений, и, следовательно, являющиеся для последних переотложенными. Микститы в Западном Забайкалье впервые были уста­ новлены в Южно-Муйском хребте, в бассейнах рр. Уакит и Бамбуйки [3, 4, 7, 8, 11, 13].

В Уакитском районе в результате геологического доизучения в рамках ГДП-200 (дан­ ные Мининой и др., 2002) была предложена схема стратиграфии и магматизма, суще­ ственно отличающаяся от схемы предшественников, и основанная на новых данных о возрасте, составе и структурном положении стратифицированных и магматических об­ разований. В уакитской толще, санской и мухтунной свитах были найдены остатки высших растений, распространенных в девоне-нижнем карбоне. В гагарской, переваль­ ной, левоуакитской, белогорской, мухтунной свитах и уакитской толще установлены водоросли – синезеленые и харовые, типичные для девонских рифов [6]. В перевальной и белогорской свитах найдены тентакулиты, фораминиферы, хитинозои, фрагменты гидроидов, спикулы губок, распространенные в силуре – девоне. Миоспоры, выделен­ ные во всех стратонах, позволили уточнить их вертикальную возрастную последова­ тельность, и только в сырыхской свите, палинологические данные не подкреплены на­ ходками макроостатков. Наиболее неоднозначно было положение в разрезе левоуакит­ ской свиты, содержащей смешанный гетерохронный комплекс органических остатков.

Здесь были описаны олистостромы гравитационного и тектоно-гравитационного гене­ зиса. Установлено, что отдельные блоки пород (фрагменты кембрийского основания девонского палеобассейна), содержащие кембрийскую фауну археоциат и брахиопод (олистолиты), погружены в слоистые карбонатные отложения девонского возраста [3, 4]. Второстепенные критерии в выявлении переотложенных и синхронных времени об­ разования осадков объектов при изучении левоуакитской олистостромы не помогают.

Палеоэкологические ниши, занимаемые кембрийскими и девонскими организмами, и степень их сохранности близки (последняя обусловлена процессами доломитизации и окремнения пород). А вот тафономические (сортировка по размерам и форме, законо­ мерная ориентировка и т. п.) признаки различны. Для комплекса археоциат они выра­ жены в сгруженности, беспорядочной ориентировке форм и их фрагментов. Девонские водоросли слагают недеформированные строматолитовые постройки разных типов, обуславливают водорослевые маты, сфероидно – пятнистые и онколитовые текстуры доломитов, находящиеся в первичном залегании. Ориентировка остатков тентакулит также свидетельствует о их первичном залегании на глинистой поверхности напласто­ вания. Все другие стратоны Уакитской зоны не несут признаков микститовых образо­ ваний и представляют собой непрерывную стратиграфическую последовательность.

Первоначальное предположение о выделение тектонических блоков со среднепалеозой­ ской флорой среди древних образований исследованиями не подтвердилось [3, 4, 10].

Таким образом, терригенно–карбонатный комплекс Уакитского палеобассейна накап­ ливался в течение единого позднедевонско-среднекаменноугольного временного интер­ вала [10, 13, 18].

Детальное картирование отложений, относящихся к бамбуйской (золотовской, аиктинской), огненской и аматканской свитам в среднем течении р. Бамбуйки показало, что ранее считавшийся непрерывным разрез терригенно-карбонатного комплекса, пред­ ставляет собой пакет сложно построенных тектонических пластин и блоков [10, 13, 15].

Олистостромы установлены в бамбуйской и огненской свитах. По ручьям Огне и Ама­ тканский (притоки р. Бамбуйки) осадочный комплекс, относившийся к огненской сви­ те, представляет собой олистострому тектоно-гравитационного генезиса. Олистолиты и олистоплаки сложены алевритистыми известняками и известковистыми доломитами с фауной среднекембрийских трилобитов и акритархами нижнего-среднего кембрия. Од­ нотипные комплексы трилобитов, включающие формы левокооктинского и правоко­ октинского горизонтов амгинского яруса среднего кембрия Бурятии, встречены на трех уровнях по разрезу осадочного комплекса. Матрикс олистостромовой толщи представ­ лен углеродистыми, пиритизированными, известковистыми доломитами, переслаиваю­ щимися с алевритистыми известняками. В известняках найдены водоросли Py­ chostroma sp., встречающиеся в карбоне – перми, а по всему разрезу выделены комплексы микрофоссилий гетерогенного состава. Переотложенные формы нижнего среднего кембрия, ордовика и силура составляют 33%, а миоспоры, типичные для ниж­ него карбона - 67%. Микститовый комплекс интенсивно дислоцирован, пронизан зона­ ми милонитов, часто ограничивающими олистоплаки. Олистостромы выделены в отло­ жениях бамбуйской (золотовской) свиты, возраст которой по комплексам органических остатков определен девоном [8, 11]. В олистолитах найдены единичные остатки архео­ циат, водоросли, распространенные в кембрии, кембрии – ордовике и в ордовике. Во вмещающих их карбонатных породах найдены водоросли, характерные для верхнего девона, силура-девона, девона-карбона, остатки иглокожих, встречающихся в девоне, фораминифер, распространенных в девоне-карбоне и тентакулит силура-девона. Во всех изученных разрезах выделены комплексы миоспор верхнего девона.

Микститовые комплексы довольно широко распространены в Западном Забайка­ лье. Они установлены в Еравнинской зоне, где из состава олдындинской свиты нижне­ го кембрия выделена девонская ульзутуйская толща, включающая олистостромы. В Верхне-Ангарском хребте, олистострома описана в мергелистой толще девона, выде­ ленной из состава кооктинской свиты. В бассейне р. Ямбуй установлена микститовая природа пановской серии и олистостромы в курбинской свите.

Наибольшее число случаев как седиментационного так и миграционного переот­ ложения дают микрофоссилии, и выявление переотложенных компонентов спорово пыльцевых спектров является наиболее важной и сложной задачей интерпретации ре­ зультатов палинологического анализа. Миоспоры переотлагаются по типу мельчайших осадочных частиц и вместе с ними. Установлено, что почти каждый стратиграфически более молодой комплекс пород формировался за счет размыва более древних отложе­ ний. Комплекс видов, характеризующий флору эпохи формирования изучаемых отло­ жений, будет закономерно меняться по разрезу, отражая идущие изменения климатиче­ ской обстановки. Эти изменения касаются как экологии этих видов, так и территории на которой эти виды произрастали. Виды, к которым относятся переотложенные фор­ мы, во–первых экологически однородны, прерывисто распространены во времени и в пространстве и образуют комплексы, состав которых гетерохронен, во–вторых, обычно встречаются спорадически, появляясь и исчезая без каких либо закономерностей. При палинологическом изучении разрезов Западного Забайкалья различного возраста, мы чаще всего встречаемся со случаями седиментационного переотложения древних ми­ крофоссилий в более молодых отложениях, а не наоборот. Практически во всех палино­ комплексах из терригенных отложений присутствуют переотложенные формы [9, 10].

Например, в уакитской толще, девонский возраст которой определен по остаткам выс­ ших растений и водорослей, в верхнедевонском комплексе миоспор, встречены переот­ ложенные докембрийские формы, составляющие 10% от состава комплекса. В терри­ генной аматканской свите, где найдены остатки листостебельчатых мхов, иглокожих и водорослей, распространенных в карбоне – перми, в нижне-среднекаменноугольном комплексе миоспор, переотложенные микрофоссилии (рифей, кембрий, ордовик, девон) составляют 26%. В терригенных породах татауровской свиты, возраст которой опреде­ ляется в интервале среднего–верхнего карбона, переотложенные микрофоссилии со­ ставляют от 8 до 41%. Набор их гетерохронен и представлен формами, встречающими­ ся в девоне, характерными для среднего и верхнего его отделов, и нижнем карбоне.

Среди девонских миоспор в одной пробе встречены ураганное содержание типично жи­ ветских форм. Подобных примеров можно привести множество, практически все пали­ нокомплексы из терригенных и карбонатно-терригенных отложений включают тот и иной процент переотложенных форм. Переотложение микрофоссилий зафиксировано также в мезозойских (нарингольская, бутугольская) и четвертичных (плейстоценовых моренах р. Бамбуйки) отложениях Западного Забайкалья [10, 12]. Определение возраст­ ной принадлежности переотложенных миоспор в верхнепалеозойских, мезозойских и кайнозойских стратонах свидетельствует о том, что основными поставщиками терри­ генного материала в палеобассейны были местные области размыва, сложенные оса­ дочными толщами неопротерозоя, нижнего, среднего, верхнего палеозоя.

Таким образом, тщательный анализ палеонтологических и палинологических данных с использованием критериев установления асинхронного материала, позволяет выделять переотложенные макро- и микрофоссилии в составе комплексов органиче­ ских остатков и делать соответствующие стратиграфические выводы.

Список литературы 1. Гордиенко И.В., Кузьмин М.И. Геодинамика и металлогения Монголо-Забайкальского региона // Геоло­ гия и геофизика, 1999. №11. - С. 1545-1562.

2. Геологическое картирование микститовых комплексов. М., 1992. - 230 с.

3. Кирмасов А.Б., Минина О.Р. Механизмы формирования меланжа в карбонатных породах юктоконской свиты (Уакитская зона, Северное Прибайкалье). Сб. науч. тр. Современные вопросы геологии. М.: Науч­ ный мир, 2002. - С. 195-199.

4. Клочко А.А., Кирмасов А.Б., Минина О.Р. Элементы покровной структуры и олистостромы Уакитской зоны Прибайкалья // Сб. науч. тр. конф. Современные вопросы геотектоники. М.: Научный мир, 2001. С. 113-116.

5. Липатова В.А. О значении переотложенных миоспор при детальном расчленении верхнепалеозойских отложений Сибирской платформы //Споры и пыльца в отложениях фанерозоя. Сб. науч. статей. Л., 1984.

- С. 36-43.

6. Лучинина В.А., Бахарев Н.К. Девонские рифы Западной части Алтае-Саянской области и значение в них известковых водорослей.. // Девонские наземные и морские обстановки: от континента к шельфу (Проект 499 МПГК/Международная комиссия по стратиграфии девона): Материалы Междунар. конф., Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2005. - С. 97-101.

7. Минина О.Р., Гусаревич Г.А. Новые палеонтологические материалы по разрезу палеозоя р. Бамбуйки // Ежегодник-94. Вып.1, ГИН БНЦ СО РАН, Улан-Удэ, 1994. - С. 18-22.

8. Минина О.Р., Далматов Б.А., Неберикутина Л.Н. Значение микрофоссилий для установления валидно­ сти местных стратиграфических подразделений (Западное Забайкалье). Тезисы докладов IX Всероссий­ ской палинологической конференции. М.: ИГиРГИ, 1999. - С. 195–195.

9. Минина О.Р., Неберикутина Л.Н. Переотложение микрофоссилий и проблемы интерпретации ре­ зультатов палинологического анализа. Матер. X Палинол. Конф. М.: ИГиРГИ, 2002. - С. 156–157.

10. Минина О.Р. Стратиграфия и комплексы миоспор отложений верхнего девона Саяно-Байкальской горной области. Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2003. - 17 с.

11. Минина О.Р., Ветлужских Л.И. К проблеме объема среднего кембрия и валидности местных страти­ графических подразделений Западного Забайкалья (Верхне-Ангарский и Южно-Муйский хребет). Геоди­ намическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса: от океана к континенту.

Материалы науч. Совещ. по Программе фундам. исслед. Т. 2. Иркутск: Ин-т геогр. СО РАН, 2006 - С. 28 30.

12. Неберикутина Л.Н., Трегуб Т.Ф. К проблеме переотложения и формирования палиноспектров в про­ цессе осадконакопления. // Тезисы докладов IX Всероссийской палинологической конференции. М.:

ИГиРГИ, 1999. - С. 201 – 202.

13. Ненахов В.М., Никитин А.В. Структура, магматизм и тектоническая эволюция Уакитской зоны в па­ леозое: в контексте проблем формирования Ангаро-Витимского батолита // Геотектоника, №2, 2007, С.

34-52.

14. Портнягина Л.А. Методические аспекты расчленения флиша по данным палинологических исследо­ ваний // Проблемы современной палинологии. Новосибирск: Наука, 1984. - С. 44-47.

15. Руженцев С.В., Аристов В.А., Минина О.Р., Голионко Б.Г., Некрасов Г.Е. Герциниды Икат-Багда­ ринской зоны Забайкалья Доклады Академии наук, т. 417, № 2, 2007. - С. 225- 16. Руженцев С.В., Минина О.Р., Некрасов Г.Е. Новые данные по геологии Еравнинской зоны (Удино Витимская складчатая система, Забайкалье) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиат­ ского складчатого пояса: от океана к континенту. Материалы науч. Совещ. по Программе фундам. ис­ след. Т. 2. Иркутск: Ин-т геогр. СО РАН, 2009. - С. 54-56.

17. Степанов Д.Л., Мессежников М.С. Общая стратиграфия (Принципы и методы стратиграфических ис­ следований) Л.: Недра. 1979. - С. 236-325.

18. Филимонов А.В. Фации и эволюция обстановок седиментации в позднем девоне Уакитского форлан­ дового палеобассейна Западного Забайкалья. // Девонские наземные и морские обстановки: от континен­ та к шельфу (Проект 499 МПГК/Международная комиссия по стратиграфии девона): Материалы Между­ нар. конф., Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2005. - С. 56-59.

19. Филимонов А.В., Минина О.Р. Витимский бассейн форланда девона-карбона (Западное Забайкалье) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса: от океана к континен­ ту. Материалы науч. Совещ. по Программе фундам. исслед. Т. 2. Иркутск: Ин-т геогр. СО РАН, 2007. - С.

147-149.

ГУРТУЙСКАЯ ТОЛЩА - НОВОЕ ЛИТОСТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ ПОДРАЗДЕЛЕНИЕ В РАЗРЕЗЕ ВЕРХНЕПЕРМСКИХ - НИЖНЕТРИАСОВЫХ ОТЛОЖЕНИЙ АКШИНСКОГО ПРОГИБА (ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ) Е.В. Нечепаев ФГУГП «Читагеолсъёмка», Чита, geokart_chita@mail.ru В статье речь идёт о целесообразности выделения и введения в опорную легенду Даурской серии масштаба 1:200000 на уровне верхней перми нового стратиграфического подразделения – гуртуйской толщи, формационно отличающейся от окружающих разновозрастных стратифицированных образова­ ний и охарактризованной позднепермским комплексом микрофауны.

Необходимость выделения гуртуйской толщи в качестве самостоятельного стра­ тона возникла при проведении в юго-западной части Агинской мегазоны геологическо­ го доизучения масштаба 1:200000 [1]. Отдельные пространственно разобщённые её вы­ ходы в виде тектонических блоков площадью от 2 до 16 км2 закартированы в следую­ щих участках территории бассейна нижнего течения Онона: в междуречье Тарбагатай Улача;

в окрестностях пос. Акша;

на левобережье р. Засулан;

в предгорьях хр. Эрмана, то есть там, где многие из них ранее выделялись в качестве уртуйской свиты нижнего карбона [2], а позднее, Л.Н. Землянским и Л.И. Мальчуковым при проведении геолого­ съёмочных работ масштаба 1:50000, явно ошибочно, без учёта очевидного формаци­ онного отличия от окружающих отложений нижнего триаса и лишь на основании тек­ тонического согласия между ними, были включены в состав акша-илинской серии.

В составе отложений стратона доминируют терригенные породы: песчаники по­ лимиктовые в значительной степени окремнённые, кремнистые алевролиты, аргиллиты, гравелиты, мелкогалечные конгломераты, в подчинённом количестве - яшмы, известня­ ки, чрезвычайно редко - риолиты, андезибазальты, андезиты и их туфы.

Строение разреза отчётливо выраженное двучленное: нижние горизонты сложе­ ны чередующимися между собой кварцитовидными окремнёнными песчаниками и кремнистыми алевролитами, включающими редкие, как правило, маломощные пласты яшмоидов и линзы известняков (карбонатно-терригенная пачка мощностью свыше 330м), а верхние – окремнёнными песчаниками, включающими прослои кремнистых сланцев, алевролитов, туфопесчаников, туфов кислого состава, маломощные потоки лав риолитов, андезитов, андезибазальтов (вулканогенно-терригенная пачка мощно­ стью от 380 до 500 м).

Осадочные породы гуртуйской толщи характеризуются следующими литогене­ тическими признаками: полимиктовым составом и кварцитовидным обликом псамми­ тов, существенной примесью кремнезёма в составе алевритов, отсутствием отчётливо выраженной ритмичности в строении разреза и невыдержанностью фаций по латерали.

Наиболее представительный разрез отложений толщи, изученный автором в междуречье Нарын-Гуртуй (рис., блок I) [1], выглядит следующим образом (снизу):

1) песчаники мелкозернистые кварцитовидные............ 50 м 2) известняки кристаллические тёмно-серые.............. 15 м 3) песчаники кварцитовидные серые................. 14 м 4) известняки тёмно-серые...................... 16 м 5) песчаники кварцитовидные................... 20 м 6) известняки тёмно-серые грубослоистые............... 18 м 7) песчаники известковистые серые................ 47 м 8) песчаники среднезернистые................... 20 м 9) алевролиты кремнистые и песчаники окремнённые, переслаивающиеся друг с другом............................14 м 10) песчаники мелкозернистые массивные серые............ 100 м 11) алевролиты песчанистые окремнённые с отпечатками сферических Spumellaria и конодонтов: Clarkina cf. bitteri (Kozur)............20 м 12) песчаники крупнозернистые серые................ 40 м 13) метабазальты тёмно-зелёные массивные.............. 20 м 14) алевролиты, песчаники окремнённые с обломками конодонтов:

Neogondolella sp., Mesogondolella sp. и радиолярий: Tormentum Nazarov et Ormiston, сферических Spumellaria................... 76 м 15) песчаники крупно- и грубозернистые гравийные и гравелиты переслаивающиеся......................... 60 м 16) алевролиты кремнистые тонкослоистые чёрные........... 25 м 17) песчаники грубозернистые гравийные, переслаивающиеся с гравелитами........................... 55 м 18) кремнистые аргиллиты, алевролиты, кварцитовидные песчаники (переслаивание) с единичными сферическими Spumellaria.... 15 м 19) алевролиты кремнистые серые.................. 65 м 20) песчаники окремнённые, алевролиты, кремнистые сланцы...... 240 м Мощность по разрезу - 714 м.

Разрез (рис. блок I) неполный: нижние горизонты стратона сорваны разломом, а верхние установлены здесь же, в непосредственной близости, в междуречье Тарбага­ тай-Зун-Бырхыртуй (рис., блок II), где они на 70% представлены окремнёнными песча­ никами, включающими маломощные прослои туфогенно-осадочных пород и редкие по­ токи лав вулканитов среднего состава.

В правом эрозионном борту долины Онона, в окрестностях пос. Акша (рис., блок III), нижние горизонты толщи, сложенные переслаивающимися между собой окремнёнными песчаниками, алевролитами и кремнистыми сланцами, содержащими редкие линзы яшм и пласты кремнистых пород, коррелируемы с приведённым выше разрезом, тогда как верхние её горизонты, существенно псаммитовые по составу, впол­ не сопоставимы с разрезами территории междуречья Тарбагатай - Улача (рис., блок IV), с той лишь разницей, что здесь в их составе присутствуют андезибазальты и яшмо­ иды, образующие пластовые тела мощностью в первые десятки метров [1, 2].

В восточных отрогах хр. Эрмана, в бассейне р. Засулан (рис., блок V), разрезы отложений толщи в общих чертах схожи с приведённым выше, отличаясь лишь отсут­ ствием грубообломочных пород и известняков и значительно большим распростране нием яшмоидов, вулканитов среднего-основного состава и кремнистых сланцев [1, 2].


Полная мощность гуртуйской толщи в границах Акшинского прогиба - 830 900 м.

Нижняя граница стратона не установлена, верхние его горизонты (по непрове­ ренным сведениям) в отдельных местах со стратиграфическим несогласием перекрыва­ ются отложениями агинской свиты верхней перми-нижнего триаса.

При проведении в 2000 году биостратиграфических исследований для целей со­ вершенствования легенды Госгеолкарты-200 Даурской серии Л.П. Старухиной, Н.И.

Раитиной и Н.Г. Ядрищенской в отложениях гуртуйской толщи бассейнов р.р. Онон, Гуртуй, Тарбагатай обнаружены остатки конодонтов, радиолярий и микрофоссилий.

К о н о д о н т ы выделены в кремнистых породах средней и верхней частей раз­ реза. Среди диагностируемых Т.В. Клец (Новосибирский государственный универси­ тет) определены следующие формы: Clarkina ex gr. orientalis B a r s k. Et K o r. (джуль­ финско-дорамшанский век поздней перми), С. cf. bitteri (K o z u r ) (мургабско-дора­ шамский век), С. sp. 1, C. sp. 2, Mesogondolella ex gr. asserata (C l a r k, B e h n k e n ) (предположительно мургабско-мидийский век), M. sp., Gondolella sp. (поздняя пермь– средний триас), Neogondolella sp. (поздняя пермь–ранний триас).

Рис. Геологическая карта территории междуречья Онона, Или, Могойтуя 1 – квартер;

2 – нижний мел, тургинская свита;

3 – верхняя юра, джаргалантуйская свита;

4 – верхний триас, зуткулейская и тулутайская свиты;

5 – верхняя пермь-нижний триас, агинская свита;

6 - верхняя пермь, гуртуйская толща;

7 - средний-верхний девон, цаган-норская свита;

8 - верхний рифей, ононская свита;

9 – гранит-порфиры раннемелового абагайтуйского комплекса;

10 – разрывные нарушения (1), в том числе надвиги (2);

11 – линия представительного разреза гуртуйской толщи;

12 – геологические гра­ ницы;

13 – местонахождения конодонтов и радиолярий;

14 – номера тектонических блоков, сложенных отложениями гуртуйской толщи.

Р а д и о л я р и и выделены в средней и верхней частях разреза в кремнистых по­ родах. Из них редкие формы получили родовые и видовые определения, в частности:

Tormentum Nazarov et Ormiston, распространённые в позднем карбоне – поздней перми.

Согласно заключению Е.С. Панасенко и И.В. Кемкина (Дальневосточный геологиче­ ский институт ДВО РАН), облик представителей этого рода близок к таковым из сред­ ней-поздней перми Приморья. Представители рода Phaenicosphaera cf. mammilla S h e n g et W a n g, 1985 известны только в позднепермских отложениях (ламарских известняках гваделупского яруса поздней перми Техаса), Южного Китая, Монголии, Калифорнии, и др. регионов мира.

Микрофоссилии, выделенные И.В. Лузиной (ВостСибНИИГГиМС): Osmun­ dacidites sp., Neoraistrickia obtusosetosa (L u b.) L u b., Neoraistrickia sp., Raistrickia sp., Granulatisporites sp., Spinosisporites sp., Acanthotriletes sp., Lophotriletes sp., Verrucos­ isporites sp., Remysporites psilopterus L u b., Chomotriletes sp., Hymenozontriletes sp.;

пыльца: Cordaitina sp., Entylissa sp., Marsupipollenites sp., Chordasporites sp., Vittatina sp., Asaccites sp. и др. обычны для пермских палинокомплексов Сибири: бургуклинско­ го (ранняя пермь), пеляткинского, дегалинского, гагарьевоостровского (поздняя пермь) горизонтов Тунгусской синеклизы и раннего триаса тутончанского, двурогинского, пу­ торанского горизонтов. Вмещающие породы могут быть датированы поздней пермью ранним триасом.

По результатам палеомагнитных исследований палеозойских разрезов юго-вос­ точной части Агинской мегазоны Ю.С. Бретштейном (Институт тектоники и геофизики ДВО РАН), сравнительные позиции палеомагнитного полюса для пород гуртуйской толщи, проявляя близость с позднепермскими полюсами борзинской свиты одноимён­ ного прогиба в восточной её части, в целом тяготеют к позициям пермского полюса для Северного Китая.

Приведённые данные позволяют достаточно уверенно датировать отложения гуртуйской толщи поздней пермью.

Список литературы 1. Нечепаев Е.В., Бизяев И.О., Абдукаримова С.Ф. Государственная геологическая карта Российской Фе­ дерации масштаба 1:200 000. Издание второе. Серия Даурская. Листы-M-49-XVIII-XXIV (Акша – Ми­ хайло-Павловск). Объяснительная записка. М.-СПб.: ВСЕГЕИ. 2000 (в печати), 154с.

2. Чабан Н.Н., Беляков Е.А. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Восточно-Забайкаль­ ская. Лист М-49-XVIII. Объяснительная записка. М., 1974 г. 97с.

НЕКОТОРЫЕ УТОЧНЁННЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКОМ ПОЛОЖЕНИИ РАННЕМЕЗОЗОЙСКИХ ОСАДОЧНО-ВУЛКАНОГЕННЫХ И ИНТРУЗИВНЫХ КОМПЛЕКСОВ ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ Е.В. Нечепаев ФГУГП «Читагеолсъёмка», Чита, geokart_chita@mail.ru В статье кратко охарактеризованы нижнемезозойские осадочно-вулканогенные образования чер­ нояровской, цаган-хунтейской, обонской свит и гранитоиды куналейского интрузивного комплекса, ши­ роко распространённые в Западном Забайкалье, и приведены новые данные по переопределению ископа­ емой флоры трёх первых и изотопно-геохронологическому датированию последних, позволяющие пере­ смотреть возраст этих подразделений и внести соответствующие изменения в действующие легенды Да­ урской, Селенгинской и Алдано-Забайкальской серий листов ГГК-200 и ГГК-1000.

В конце восьмидесятых - начале девяностых годов прошлого столетия, в разгар «массового» проведения геологического доизучения площадей масштаба 1:200000, со­ провождаемого созданием опорных легенд для среднемасштабных геологических карт, не предусматривающего полевых исследований, допускались отдельные неточности в интерпретации материалов и не всегда учитывались уже известные к тому времени, но не апробированные новые данные. Так случилось и при создании легенды Даурской се­ рии листов Государственной геологической карты РФ масштаба 1:200000, в которой для мезозойского среза был принят согласованный с коллегами из соседней Республики Бурятии вариант, позволяющий прийти к единому мнению относительно раннетриасо­ вого возраста цаган-хунтейского вулканического и куналейского интрузивного комплексов и средне-позднетриасового – чернояровской свиты, широко распространён­ ных на смежных территориях обеих областей, что нашло своё отражение не только в легендах Даурской и Селенгинской серий ГГК-200, но и в легенде Алдано-Забайкаль­ ской серии листов Государственной геологической карты РФ масштаба 1:1000000. Как выяснилось, факт этот весьма спорный, и в настоящее время мы располагаем новыми данными, позволяющими изменить возраст чернояровской свиты на раннетриасовый, а цаган-хунтейского вулканического и куналейского интрузивного комплексов – на позднетриасовый.

Ч е р н о я р о в с к а я с в и т а, объединяющая вулканогенные, осадочные и пирокласто-осадочные образования, согласно предлагаемой нами схеме, занимает самое нижнее положение в разрезе мезозоя Хилок-Витимской геоструктурной зоны.

Стратотипический её разрез достаточно хорошо изучен бурятскими геологами и со­ трудниками ВСЕГЕИ в районе пос.Черноярово, в пределах одноимённой грабен-син­ клинальной структуры. Вполне обоснованно чернояровская свита выделена и на терри­ тории Читинской области, по правобережью Чикоя, на водораздельной части рек Верх­ него Шергольджина, Маргинтуя и Мельничной (Н.П. Костяков, Г.В. Котляр, Л.И. По­ пеко и др.).

По составу свита существенно вулканогенная и сложена трахиандезитами, тра­ хиандезибазальтами, трахибазальтами и их туфами при подчинённом значении алевро­ литов, песчаников, гравелитов, конгломератов, и их туфогенных разновидностей. В стратотипическом разрезе, изученном И.В. Гордиенко в окрестностях пос. Черноярово, свита чётко разделяется на три пачки: нижнюю осадочно-вулканогенную, в составе ко­ торой существенная роль, наряду с вулканитами основного состава, принадлежит оса­ дочным породам (до 1000 м);

среднюю туфогенно-осадочную, в составе которой при­ мерно в равных соотношениях присутствуют "нормальные" осадочные породы (алевро­ литы, песчаники, гравелиты, конгломераты) и туфогенные их разновидности в пересла­ ивании друг с другом (140 м);

и верхнюю собственно вулканогенную, сложенную пор­ фировыми трахиандезибазальтами (от 90 до100 м). Максимальная её мощность - от 1350 до 1500 м.

Стратиграфическое положение чернояровской свиты определяется несогласным её налеганием на вулканиты алентуйской и тамирской свит верхней перми в стратоти­ пической области, на терригенные породы гутайской свиты карбона в Чикойской вул­ кано-депрессионной структуре и несогласным же перекрытием осадочно-вулкано-ген­ ными образованиями ичетуйской свиты нижней-средней юры.

Вопрос о возрасте чернояровской свиты до сих пор остаётся предметом дискус­ сий. Мы предлагаем, основываясь на новых данных, своё решение проблемы. Среди остатков ископаемой флоры, собранной В.А. Амантовым и Ф.В. Старициным на право­ бережье реки Тамира (а ещё ранее Л.А. Козубовой в этой же части территории), В.П.

Владимирович определены: Cladophlebis pseudoichunensis R a d s z, C. roessertii Z e i l., C. szeiana P ' a n., Diplasites sp., Thinnfeidia sp., Paracalamites sp., Neocalamites merianii (Br.) H a l l e, Tamiria minuta V l a d., Lepidopteris sp., Sphenozamites changi S z e., Baiera cf. paucipartita N a t h., Voltzia sp. и др., возраст которых - конец среднего - нача­ ло позднего триаса (ладинский - карнийский ярусы).

Н.К. Могучевой (СибНИИГГиМС) был проведен анализ всех имеющихся заключений по определению флоры прежних лет (Козубова, Радченко, 1961) и переопределены остатки двух коллекций, собранных В.М. Скобло (ВостСибНИИГГиМС) и Н.А. Трущовой («Читагеолсъёмка») в конце восьмидесятых – начале девяностых годов при проведении тематических работ. Результаты ревизии определений флористического комплекса по сборам Л.А. Козубовой и Г.П. Радченко подтверждают заключение последнего автора о наиболее вероятном раннетриасовом возрасте вмещающих органику отложений. Из сборов В.М. Скобло в осадочных отложениях чернояровского стратотипа установлены остатки Paracalamites sp., Cladophlebis sp.(aff. C. kirjamkensis P r y n.), C. sp. (cf. Lobifolia tajmurensis M o g.), Cladophlebis sp., Glossophylmum ? sp., Pseudotorellia ? sp., Yuccites spp., Carpolithes cf.

cinctus N a t h. В коллекции Н.А. Трущовой определены следующие формы: As­ therotheca sp., Lobifolia aff. paucinervis M o g., L. sp.(cf. L. tajmurensis M o g.), Cladophlebis aff. tenuifolia Z h i g a o, Sphenopteris sp. (cf. S. treisecta S c h v e d.), Sphen­ opteris spp., Raphidopteris cf. uralica (Tur.-Ket.) K i r i t c h. et C h r a m., Glossophyllum sp., Pseudotorellia ? sp., Carpolithes cf. cinctus N a t h. и др. Из заключения Н.С. Могу­ чевой следует, что приведённый флористический комплекс идентичен основным видам корвучанской флоры Тунгусского и Кузнецкого бассейнов, возраст которой определя­ ется как ранний-средний (в пределах анизия) триас (И.А. Добрускина, Н.К. Могучева).

Другую же, значительно меньшую, часть остатков, проявляющую сходство с растения­ ми яньчанской флоры Северного Китая, И.А. Добрускина считает ладинской. Присут­ ствие в чернояровском комплексе таких форм как Sphenophyllum, Schizoneura, Paracalamites, Lobifolia, Prynadacopteris, Tersiella лишь усиливают его сходство с Си­ бирскими флорами. Подтверждается это и находками остатков Raphidopteris, схожих с подобным родом из анохинской свиты Восточного Урала, относящимся к раннему три­ асу. Господство папоротников и полное отсутствие хвойных в приведённом флористи­ ческом комплексе позволяет предположить, что чернояровская свита по аналогии с эта­ пами развития триаса Сибирской платформы, Кузбасса и Китая, с наибольшей вероят­ ностью может быть отнесена к нижнему отделу.

Ц а г а н - х у н т е й с к и й к о м п л е к с в у л к а н и ч е с к и й, сопровожда­ емый в легендах Даурской, Селенгинской и Алдано-Забайкальской серий ГК-200 и ГК 1000 возрастным индексом T1, представляет собой сложное сообщество вулканических пород, характеризующихся разнообразным составом (от основного до кислого) и повы­ шенной щелочностью. Вулканогенные образования покровной, жерловой, экструзив­ ной и субвулканической фаций образуют вулканарии линейного и центрального типов, прослеживаемые на всём протяжении Западно-Забайкальского вулканического пояса, маркируя крупные рифтогенные структуры северо-восточного направления.

Стратотипической областью цаган-хунтейской свиты традиционно считается территория лево- и правобережья реки Хилка, включающая отроги хр. Цаган-Хуртей, а наиболее представительный разрез, соответствующий по всем показателям стратотипи­ ческому, установлен в Хазарта-Нэмэтейской вулкано-тектонической структуре (Л.Е.

Эйдельман,1975), где описываемый стратон с достаточно чётким трёхчленным делени­ ем представлен в нижней части разреза лавами и туфами пантеллеритов и комендитов, трахитами, трахиандезитами, риодацитами, их туфами (700м);

в средней – трахиандези­ тами, трахиандезибазальтами, трахибазальтами, андезитами, андезибазальтами, ба­ зальтами, их туфами, туфопесчаниками, туфоалевролитами, содержащими отпечатки флоры (300 м), и в верхней – трахириолитами, трахириодацитами, трахитами, риолита­ ми и их туфами (200 м). Полная мощность свиты - от 1000 до 1200 м.

В сводном разрезе нижнего мезозоя Западного Забайкалья цаган-хунтейская сви­ та, согласно предлагаемой схеме, должна занять верхнее стратиграфическое положе­ ние. В междуречье Тайдутки и Барун-Нэмэтея установлено её налегание на гранитоиды бичурского комплекса поздней перми, а в других частях Хилок-Витимской геострук­ турной зоны - несогласное перекрытие континентальной молассой харюлгатинской свиты средней юры и интрудирование щелочными гранитоидами куналейского интру­ зивного комплекса.

Что касается возраста цаган-хунтейской свиты и вулканического комплекса в це­ лом, то можно с большой долей уверенности предполагать, что он позднетриасовый.

Свидетельством тому являются многочисленные находки Т.В. Надеждиной («Читагеол­ съёмка») в 1991 году ископаемой флоры в туфогенно-осадочных породах свиты в бас­ сейне рек Бол. и Мал. Саранка, среди которых определёны многочисленные остатки хвощевидных: Eqisetites aff. gracilis (N a t h ) H a l l e, Neocalamites ? sp., папоротников:

Lobifolia cf. paucinervis M o g., Cladophlebis cf. grabauiana P ' a n, Cl. sp., Sphenopteris sp., Williamsonia ? sp., Desmiophillum sp. и единичные - Lycopodites sp., Radicites sp., Sphenobaiera ? sp., Czekanowskia ? sp., Elatocladus sp., Tmematostrobus sp., Schizolepis sp., Samaropsis sp., Сarpolithes sp. По заключению Н.К. Могучевой, в приведённом фло­ ристическом комплексе сочетаются ранне- и позднетриасовые формы с явным преобла­ данием последних. Подтверждают эти заключения и изотопные рубидий-стронциевые датировки вулканитов (212 Ма), указывающие на поздний триас (норий-рэт).

Пространственная совмещённость вулканитов цаган-хунтейской свиты и щелоч­ ных гранитоидов куналейского интрузивного комплекса, весьма схожий петрографиче­ ский состав, близкие петрохимические характеристики, один и тот же набор акцессор­ ных минералов и нормальный интрузивный характер взаимоотношений указывают на очевидную комагматическую связь, существующую между ними и позволяющую в дальнейшем рассматривать оба комплекса в составе единой вулкано-плутонической (серии) ассоциации.

Что же касается обонской свиты верхнего триаса, впервые выделенной в Хилок Витимской зоне при проведении геологического доизучения масштаба 1:200000 в каче­ стве толщи в составе верхнепермской тамирской свиты (Л.Е. Эйдельман и др., 1975), а в последующем, при составлении легенды Хилокской серии Госгеолкарты-50, пере­ ведённой (вопреки требованиям стратиграфического кодекса!) уже в ранг самостоя­ тельной свиты с возрастным индексом T3, то она подлежит упразднению, поскольку со­ вершенно не отличима от близкой ей по формационному составу, характеру строения разреза и комплексу органических остатков, цаган-хунтейской свиты верхнего триаса.

В составе куналейского комплекса щёлочно-гранит-сиенитового распростране­ ны сиениты, граносиениты, граниты аляскитовые, эгирин-арфведсонитовые, рибекито­ вые, граниты щелочные и умеренно-щелочные, граносиенит-порфиры двух фаз внедре­ ния, слагающие на территории Читинской области серию массивов, наиболее крупны­ ми из которых являются Тайдутский, Атхинский, Худунский, Хазартинский, Ку­ кинский, Молоковский, и др. Практически все они, включая эталонный Атхинский и Тайдутский массивы, представляют собой типичные трещинные интрузии.

Относительное положение гранитоидов куналейского интрузивного комплекса в схеме магматизма Западного Забайкалья установлено достаточно определённо: на тер­ ритории Читинской области они прорывают и метаморфизуют осадочно-вулканоген­ ные, охарактеризованные флорой, образования цаган-хунтейской свиты позднего триа­ са, перекрываясь континентальной молассой харюлгатинской свиты средней юры;

а на сопредельной с запада территории Республики Бурятии прорывают верхнепермские та­ мирскую и алентуйскую свиты и гранитоиды позднепермских бичурского и сого­ тинского комплексов.

В окрестностях п. Черноярово бурятскими геологами (Г.И. Донских, 1981;

В.В.

Кошкиным, 1989 и др.) установлен факт налегания на гранитоиды куналейского комплекса Харитоновского эталонного массива осадочно-вулканогенных образований с горизонтом конгломератов в основании, отнесённых к чернояровской свите, возраст ко­ торой по многочисленным переопределениям флоры,– раннетриасовый (Н.А. Трущова, Н.К. Могучева, 1992).

На наш взгляд, приведённый факт, как единственный, противоречащий новым построениям, основанным на результатах переопределений флоры и геохронологиче­ ских данных, нуждается в тщательной проверке.

Абсолютный возраст гранитоидов куналейского комплекса Самартинского мас­ сива [1] по определениям калий-аргоновым методом – 177,3 млн. лет;

для гранитоидов ряда массивов бассейна р. Барун-Нэмэтей - 165-244 млн. лет (В.М. Поляков, Е.В. Нече­ паев, В.С. Сверкунов и др., 1992). Изотопный возраст гранитоидов Харитоновского эта­ лонного массива на территории Республики Бурятии по рубидий-стронциевым дати­ ровкам - 221 ± 1 (Литвиновский, 1995), Мало-Куналейского массива – 233 ± 5 млн. лет (Л.А. Козубова, А.Г. Рублёв,1978).

Таким образом, приведённые сведения позволяют вернуться к рассмотрению во­ проса о внесении изменений и дополнений в действующие легенды Даурской и Алда­ но-Забайкальской серий ГГК-200 и ГГК-1000 в части пересмотра возраста подразделе­ ний мезозоя: чернояровской свиты, цаган-хунтейского вулканического и куналейского интрузивного комплексов. Чернояровскую свиту предлагается переместить на уровень нижнего триаса, а цаган-хунтейский вулканический и куналейский интрузивный комплексы поднять до уровня верхнего триаса, сопроводив и тот, и другой возрастным индексом T3.

Список литературы 1. В.А. Амантов, В.П. Владимирович, Г.П. Радченко Биостратиграфия континентального триаса обрамле­ ния Монголо-Охотской геосинклинальной области в её западном окончании. Записки Забайкальского филиала Географического общества СССР. Вып. 46, 1970. – С 3-33.

2. Новиков В.А., Извеков А.К. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Западно-Забайкаль­ ская. Лист M-49-III. Объяснительная записка. М: Недра, 1973. - 82 с.

3. Эйдельман Л.Е., Бородина В.Г., Сапунов Ю.В. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Западно-Забайкальская. Лист M-49-IV. Объяснительная записка. М., 1980. – 89 с.

4. С.Н. Пехтерев, Е.В. Нечепаев (отв. исполнители), Н.А. Артамонова и др. Государственная геологиче­ ская карта Российской Федерации. Масштаб 1: 1000000. Издание 3. Серия Алдано-Забайкальская. Лист М-49 (Петровск-Забайкальский ), С.-Петербург, изд-во ВСЕГЕИ (в печати). - 369с.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 13 |
 

Похожие работы:





 
© 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.