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 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 13 |

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

-- [ Страница 5 ] --

4. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (третье поколение). Лист М-50 (Борзя). Объяснительная записка / Е.А. Шивохин, А.Ф. Озерский, Н.А. Артамоно­ ва и др. СПб.: Изд-во СПб картфабрики ВСЕГЕИ, 2010 (в печати). - 419 с.

5. Константинов А.Г. Дискуссионные вопросы стратиграфии бореального триаса: граница верхнего и среднего отделов // Геология и геофизика, 2008, т.49, №1. – С. 85-94.

6. Полуботко И.В. Биозонация верхнего триаса Северо-Востока России по галобиидам // Наука Северо Востока России - начало века. Материалы Всероссийской научной конференции, посвященной памяти академика К.В. Симакова и в честь его 70летия. Магадан: СВКНИ, 2005. – С.35-39.

7. Решения третьего межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию, палеозою и мезозою Северо-Востока России / Ред. Т.Н.Корень, Г.В.Котляр. - СПб.: изд-во ВСЕГЕИ, 2009. - 268с.

8. Решения четвертого межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию и фанерозою юга Дальнего Востока и Восточного Забайкалья. Объяснительная записка к стратиграфиче­ ским схемам / Ред. М.Т. Турбин, В.А. Бажанов, Г.В. Беляева. - Хабаровск: Хабаровское государственное горно-геологическое предприятие, 1994. – 124 с.

9. Стратиграфический кодекс России. Издание третье. СПб.: изд-во ВСЕГЕИ, 2006. - 96 с.

10. Ogg J.G., Ogg G. and Gradstein F.M. Consize geologic time scale. 2008. - Р. 101.

Магматизм и тектоника ПОРФИРОВИДНЫЕ ГРАНИТЫ МЕТАСОМАТИЧЕСКОЙ ПРИРОДЫ В ГРАНИЦАХ АНГАРО-ВИТИМСКОГО ГРАНИТОИДНОГО БАТОЛИТА А.Н. Булгатов1, И.В. Гордиенко1, В.Е. Руденко2, А.Л. Елбаев1, С.Л. Пресняков3, Д.И. Матуков3, И.В. Родионов3, А.Н. Ларионов Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, elbaev_@mail.ru, 2ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, 3Центр изотопных исследований ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург На основе изучения взаимоотношений равномернозернистых и порфировидных гранитоидов и определения их абсолютного возраста обоснована метасоматическая природа порфировидных гранитов, которые пользуются значительным распространением в границах Ангаро-Витимского гранитного бато лита. Гранитоидный субстрат имеет раннеордовикский возраст (476±15 млн. лет), а метасоматические порфировидные граниты – раннепермский (284±6 млн. лет).

По проблеме происхождения порфировидных гранитов существуют две точки зрения: метасоматическая [2, 4, 7] и магматически-метасоматическая [1, 8, 9]. Сторон ники магматически-метасоматической природы порфировидных гранитов считают, что кристаллы калиевого полевого шпата образовались метасоматическим путем в раннюю стадию кристаллизации расплава [1, 8]. Чисто магматическими их происхождение счи тают Г.Б. Ферштатер и Н.С. Бородина [9], но они допускают возможным образование метакристаллов калиевого полевого шпата в узких зонах метасоматическим путем.



В составе Ангаро-Баргузинского гранитоидного батолита выделяются порфиро видные граниты, которые считались их фациальной разновидностью. Гранитоиды этого батолита относились к позднему протерозою и нижнему палеозою [6], нижнему палео зою [5] и позднему палеозою [10, 11]. Наши исследования взаимоотношений равномер нозернистых и порфировидных гранитоидов позволили придти к заключению, что вто рые имеют метасоматическую природу и являются более молодыми и образовались по сле становления Ангаро-Витимского батолита [3]. Судя по геологической карте Бурят ской АССР масштаба 1:500000 (В.И. Давыдов и др.), порфировидные граниты Ангаро Витимского батолита пользуются значительным распространением и слагают тела от самых малых размеров до сотен км2.

В предлагаемой работе мы приводим новые данные по взаимоотношениям рав номернозернистых и порфировидных гранитоидов, изменению их структуры и состава при образовании порфировидных гранитов, по определению абсолютного возраста гра нитоидов субстрата, порфировидных гранитоидов и равномернозернистых субщелоч ных лейкократовых гранитов бассейна р. Кыджимит (правого притока Витима).

На северо-западе описываемого района (рис. 1) распространены равномернозер нистые граниты, гранодиориты, кварцевые диориты, диориты, граносиениты, кварце вые сиениты, между которыми наблюдаются постепенные переходы [3]. Плутон, сла гаемый этими гранитоидами, конформный со складчатой структурой рифейских толщ, метаморфизованных в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций. В эн доконтактовой части гранитоиды имеют гнейсовидную текстуру, на экзоконтакте сме няются зонами мигматитов, вытянутыми параллельно контакту плутона.

На юго-востоке района стратифицированные образования представлены неме таморфизованной осадочно-вулканогенной толщей, охарактеризованной фауной ниж него кембрия. В низовье р. Кыджимит откартирован массив порфировидных кварцевых диорит-монцонитов и гранитов размером 10х16 км. Он содержит ксенолиты, сложен ные диоритами, кварцевыми диоритами, гранитами и кварцевыми сиенитами. Из по следних отобрана проба В-9 для геохронологических исследований.

Порфировидные кварцевые диорит-монцониты и граниты среднезернистые с ме такристаллами калиевого полевого шпата до 5-6 см в длину. Последние распределены в Рис. 1. Геологическая карта бассейнов рек Витим и Кыджимит [3] и геологический план низовья р. Кыджимит 1- отложения кайнозоя;

2- базальты кайнозоя;

3- вулканогенно-осадочные отложения нижнего кембрия;

4- кристаллические известняки верхнего рифея;

5- кристаллические сланцы и гнейсы среднего – верхнего рифея;

6- лейкократовые субщелочные граниты, граносиениты и сиениты верхнего палеозоя;





7- порфи ровидные гранитоиды верхнего палеозоя;

8- граниты, кварцевые диориты нижнего ордовика, слагающие ксенолиты в порфировидных гранитах, 9-граниты и гранодиориты, кварцевые диориты, граносиениты, кварцевые сиениты, диориты позднего рифея;

10- габбро, габбро-диориты и диориты позднего рифея;

11 разломы;

12- места отбора проб и их номера. На врезке положение рис. 1 (заштриховано).

гранитоидах неравномерно. Их количество достигает 30% от общей массы. Они пре имущественно идиоморфные, иногда с неровными границами в виде зубьев. Наблюда ются метакристаллы с хорошей огранкой с одной или с двух сторон. Иногда единичные идиоморфные кристаллы калиевого полевого шпата наблюдаются в гранитоидах ксе нолитов. В основной массе порфировидных гранитов плагиоклаз образуют идиоморф ные зерна, а калиевый полевой шпат и кварц заполняют промежутки между ними. Под микроскопом установлены многочисленные факты, свидетельствующие о том, что края плагиоклаза и биотита гранитоидов, слагающих ксенолиты и основную массу порфиро видных гранитоидов, «изъедены», подвергнуты замещению калиевым полевым шпатом и кварцем. Изредка отмечаются прожилки калиевого полевого шпата в плагиоклазе.

Следует также отметить, что метакристаллы калиевого полевого шпата содержат вклю чения плагиоклаза, кварца, биотита, роговой обманки, сфена, апатита, циркона, магне тита.

Контакты порфировидных кварцевых диорит-монцонитов и гранитов, с одной стороны, и равномернозернистых диоритов и кварцевых сиенитов, с другой, слагающих ксенолиты, нерезкие, расплывчатые. Форма тел порфировидных гранитоидов самая разная, иногда причудливая (рис. 2а, 2б). В отдельных случаях они образуют жилопо добные тела (рис. 2в). Из порфировидного кварцевого диорит-монцонита отобрана Таблица Химический состав (% масс) и содержание эле ментов-примесей (г/т) в гранитоидах, использо ванных для изотопно-геохронологических ис следований Компонент В-9 В-3 В- SiO2 66,4 58,70 TiO2 0,39 0,56 0, Al2O3 16,25 18,65 13, Fe2O3 1,28 1,97 0, FeO 2,08 3,17 0, MnO 0,08 0,12 0, MgO 1,33 1,77 0, CaO 1,84 3,48 0, Na2O 4,58 4,51 4, K 2O 4,37 4,57 4, P 2O 5 0,13 0,26 0, п.п.п 1,29 1,45 0, Сумма 100,02 99,21 99, Rb 140 120 Sr 450 1000 Ba 850 1070 Y 17,2 17,4 25, Zr 260 280 Nb 20 15 Th 22,2 14,9 18, U 2,96 4,1 4, La 29,1 72,4 42, Ce 79,7 126 87, Pr 5,73 10,8 8, Nd 17,2 31,9 26, Sm 4,4 6,3 6, Eu 1,26 1,99 0, Gd 4,43 5,65 5, Tb 0,65 0,75 0, Dy 3,67 4,03 5, Ho 0,73 0,77 1, Er 2,01 2,12 2, Tm 0,30 0,31 0, Рис. 2. Характер взаимоотношений:

Yb 2,0 2,36 3, равномерно- и мелкозернистого кварцевого сиени Lu 0,35 0,37 0, та (темный фон) и среднезернистого порфировид (La/Yb)N 9,84 20,81 7, ного гранита (А), равномерно- и мелкозернистого диорита (темный фон) и среднезернистого порфи Примечание: В-9 – равномернозернистый кварце ровидного кварцевого диорит-монцонита (Б). Жи вый сиенит;

В-3 – порфировидный кварцевый дио лоподобное тело среднезернистого порфировидно рит-монцонит;

В-5 – равномернозернистый субще го кварцевого диорит-монцонита (светлый фон) в лочной лейкократовый гранит. Использованные равномерно- и мелкозернистом диорите (В).

методы определения элементов-примесей: Rb, Sr, Примечание: на фотографиях цифрой 1 помечены Ba, Zr, Nb – РФА (Геологический институт СО метакристаллы калиевого полевого шпата.

РАН, г. Улан-Удэ), РЗЭ, Y, Th, U – ICP-Ms (ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург).

проба В-3 для геохронологических исследований. Из изложенного можно сделать вы вод о том, что порфировидные гранитоиды являются более молодыми образованиями по сравнению с равномернозернистыми диоритами и кварцевыми сиенитами. При их образовании произошло укрупнение зерен минералов основной массы (рис. 2а, 2б, 2в) и гранитоиды стали более обогащенными калием и кремнием (табл. 1). Это результат кремнисто-калиевого метасоматоза. В процессе его диориты преобразовались в порфи ровидный кварцевый диорит-монцонит, кварцевый сиенит – в порфировидный гранит.

Также на юго-востоке рассматриваемой территории распространены равномер нозернистые лейкократовые субщелочные граниты, которым подчинены лейкократо вые субщелочные граносиениты и сиениты. Они рвут осадочно-вулканогенную толщу нижнего кембрия и относятся к зазинскому комплексу [5, 10]. Они в бассейнах рек Кыджимит, Аталанга, Заза Уда, Турка, Курба и Итанца пользуются значительным рас пространением. На реке Кыджимит из этих гранитов отобрана проба В-5 для геохроно логических исследований.

U-Pb датирование цирконов проводилось на ионном микрозонде SHRIMP-II в центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). Их результаты отраже ны в табл. 2 и на рис.3, 4.

Рис. 3. Катодно-люминесцентное изображение цирконов из равномерно- и мелкозернистого кварцевого сиенита (проба В-9) Рис. 4. Диаграмма с конкордией А- равномерно- и мелкозернистый кварцевый сиенит;

Б- порфировидный кварцевый диорит- монцонит;

В- равномернозернистый субщелочной лейкократовый гранит Полученные изотопные возраста по отношению 206Pb/238U в цирконах равномер но- и мелкозернистых кварцевых сиенитов (проба В-9), которые являлись субстратом порфировидных гранитоидов, можно сгруппировать на древние и молодые. Для древ ней группы конкордантный средневзвешенный возраст 476±15 млн. лет при разбросе индивидуальных значений возраста 483–469 млн. лет. Они являются реликтовыми и их можно рассматривать как возраст формирования кварцевого сиенита. Молодые значе ния возраста относительно согласованные, варьирует незначительно от 285 до Таблица Результаты U-Pb изотопных исследований цирконов 206 Возраст, млн лет Изотопные отношения Pbc U Th Pb* D 232 № пробы Th/ U (1) (1) (1) (1) г/т г/т % % Pb/238U Pb*/206Pb ±% 207Pb*/235U ±% 206Pb*/238U ±% В-9.5.1 1.04 176 113 0.66 6.7 274.3±7 0.053 18 0.318 18 0.0435 2. B-9.4.1 1.14 477 332 0.72 18.0 274.6±6.3 0.0504 18 0.302 19 0.0435 2. B-9.1.1. 1.29 602 834 1.43 23.0 277.6±5.9 0.0488 15 0.296 16 0.044 2. B-9.8.1. 2.05 176 179 1.05 6.9 280.4±8.6 0.051 33 0.31 33 0.0445 3. B-9.2.1. 1.08 225 178 0.81 8.7 280.5±6.9 0.0572 17 0.351 17 0.0445 2. B-9.9.1 1.32 187 108 0.60 7.3 282.7±7.4 0.061 22 0.376 22 0.0448 2. B-9.7.1. 0.77 530 199 0.39 20.6 283.1±5.9 0.0508 12 0.314 13 0.04489 2. B-9.6.1. 2.81 132 100 0.78 5.3 285.0±10 0.053 38 0.33 39 0.0452 3. B-9.3.1. 1.13 198 60 0.31 13.0 469.0±11 0.051 18 0.53 18 0.0454 2. B-9.3.2. 0.66 275 78 0.29 18.5 483.0±10 0.0584 9.6 0.626 9.9 0.0778 2. B-3.1.1 - 800 608 0.78 31.2 286.7±7.1 39 0.0547 2.1 0.343 3.3 0.0455 2. B-3.2.1 0,05 251 123 0.50 10 292.1±7.6 18 0.0534 3.2 0.341 4.2 0.0464 2. B-3.3.1 0,47 562 405 0.74 21.8 282.6±7.1 -94 0.0464 4.4 0.287 5.1 0.0448 2. B-3.4.1 0,73 520 425 0.84 20 280.6±7.1 -75 0.0474 5.4 0.291 6 0.0445 2. B-3.5.1 0,02 625 359 0.59 24.6 289.4±7.3 -1 0.052 2.1 0.329 3.3 0.0459 2. B-3.6.1 0,17 955 675 0.73 36.9 283.3±7 -43 0.0493 2.4 0.305 3.5 0.0449 2. B-3.7.1 0,27 566 366 0.67 21.9 283±7.1 -40 0.0495 3.1 0.306 4.1 0.0449 2. B-3.8.1 0,43 561 516 0.95 22.4 292.3±7.4 -29 0.0502 3.

9 0.321 4.7 0.0464 2. B-3.9.1 0,32 868 568 0.68 32.8 276.8±6.9 -3 0.0516 3.7 0.312 4.5 0.0439 2. B-3.10.1 0,43 430 301 0.72 17.1 290.5±7.5 -70 0.0478 7.8 0.304 8.2 0.0461 2. B-5.1.1 - 755 545 0.75 28.8 280.3±7 33 0.05254 1.9 0.331 4 0.0444 2. B-5.2.1 2,81 225 125 0.58 8.98 285±8 -18 0.0735 2.8 0.317 16 0.0452 2. B-5.3.1 0,03 731 269 0.38 27.7 278±7 -13 0.0513 2 0.31 3.3 0.0441 2. B-5.4.1 0,34 441 299 0.70 16.2 268.6±6.9 -2 0.0542 2.5 0.302 4.6 0.0425 2. B-5.5.1 0,19 740 474 0.66 27.4 271.9±6.8 14 0.054 2 0.312 3.6 0.0431 2. B-5.6.1 0,02 871 309 0.37 34.1 287.4±7.1 4 0.05249 1.7 0.329 3.1 0.0456 2. B-5.7.1 1,11 502 204 0.42 18.8 272.1±6.9 -62 0.057 2.3 0.286 6.8 0.0431 2. B-5.8.1 - 706 409 0.60 27.6 286.8±7.2 -4 0.0516 2.8 0.325 3.8 0.0455 2. B-5.9.1 0,11 613 526 0.89 23 275.6±6.9 -29 0.0509 2 0.301 3.7 0.0437 2. B-5.10.1 - 489 225 0.48 19.1 286.6±7.2 30 0.054 2.2 0.339 3.4 0.0455 2. Примечание: погрешности указаны на уровне 1б;

Pbc и Pb* - доли обыкновенного и радиогенного свинца соответственно;

(1) поправка обыкновенный свинец вносилась по 204 Pb. В-9 – равномернозернистый кварцевый сиенит;

В-3 – порфировидный кварцевый диорит-монцонит;

В-5 – равномернозернистый субщелоч ной лейкократовый грани млн. лет. Конкордантное значение возраста для молодой группы 279±5 млн. лет. Оно отражает наложенные процессы и связано с процессами метасоматических преобразо ваний кварцевых сиенитов и диоритов и образованием порфировидных метасоматиче ских гранитоидов.

Возраста цирконов порфировидных кварцевых диорит-монцонитов (проба В-3) и равномернозернистых субщелочных лейкократовых гранитов (проба В-5), рассчитан ные по отношению 206Pb/238U, варьируют незначительно и схожие: для первых 292- млн. лет, вторых 287-271 млн. лет. Конкордантный их возраст тоже близки: соответст венно равен 284,5±6,1 млн. лет и 278,8±4,5 млн. лет.

Лейкократовые субщелочные граниты других участков северной части Витим ского плоскогорья охарактеризованы следующими цифрами абсолютного возраста [10, 11] 323-287 млн. лет (Pb-Sr), 303-286 млн. лет (U-Pb), 294 (U-Pb SHRIMP-II), порфиро видные гранитоиды этого же региона: 298 млн. лет (Pb-Sr), 289-290 (U-Pb), 302 (U-Pb SHRIMP-II). Они укладываются в интервалы цифр 323-286 млн. лет (лейкократовые граниты) и 302-289 млн. лет (порфировидные гранитоиды). Более обширные данные подтверждают вывод о синхронности образования лейкократовых субщелочных грани тов и порфировидных гранитоидов.

Более древние гранитоиды Ангаро-Витимского батолита имеют абсолютный возраст 790-663 млн. лет (9 анализов U-Pb), 793-787 млн. лет (3 анализа U-Pb, SHRIMP II), 736-730 млн. лет (4 анализа Pb-Sr), изотопные значения 500-460млн. лет раннепале озойского возраста (10 анализов U-Pb).

Выводы:

1. Порфировидные гранитоиды, распространенные в границах Ангаро-Витимского ба толита, являются метасоматическими. Их субстратом являлись гранитоиды раннего па леозоя и позднего рифея. В результате процессов метасоматоза произошло укрупнение минеральных зерен основной массы и образование порфиробластов калиевого полевого шпата, а гранитоиды стали более кислыми. Это позволяет утверждать, что имел место кремнисто-калиевый метасоматоз. Он протекал практически одновременно с внедрени ем субщелочной гранитной магмы.

2. Ангаро-Витимский батолит является полихронным (позднерифейским, раннепалео зойским и позднепалеозойским) и полигенным.

Список литературы 1. Антипин В.С., Кузьмин М.И., Пополитов Э.И., Знаменский Е.Б. О генезисе калиевых шпатов в мезо зойских порфировидных гранитоидах Восточного Забайкалья // Геохимия, 1969. №9. - С. 698-707.

2. Афанасьев Г.Д. Проблема гранитоидов и некоторые вопросы связанной с ним металлогении // Магма тизм и связь с ним месторождений полезных ископаемых. М.: Изд-во АН СССР, 1955. - С. 32-51.

3. Булгатов А.Н. Геологическая карта СССР. Масштаб 1:200000. Лист №-49-XXII. Объяснительная за писка. М.: Недра, 1966. - 63 с.

4. Кузнецов Ю.А. Избранные труды. Т.II. Главные типы магматических формаций. Новосибирск: Наука, 1989. - 394 с.

5. Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н., Алакшин А.М., Подладчиков Ю.Ю. Ангаро-Баргузинский батолит – крупнейший гранитоидный плутон. Новосибирск: Изд-во ОИГГМ СО РАН, 1992. – 141 с.

6. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. Т.II. М.: Недра, 1967. - 653 с.

7. Судовиков Н.Г. Мигматиты, их генезис и методика изучения // Тр. лаборатории геологии докембрия АН СССР. Вып. 5. М-Л: Изд-во АН СССР, 1955. - С. 97-174.

8. Тернер Ф. и Ферхуген Дж. Петрология изверженных и метаморфических пород. М.: Изд-во иностран ной литературы, 1961. - 592 с.

9. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С. Петрология магматических гранитоидов (на примере Урала). М.:

Наука, 1975. – 288 с.

10. Цыганков А.А., Матуков Д.И., Бережная Н.Г. и др. Источники магм и этапы становления позднепале озойских гранитоидов Западного Забайкалья // Геология и геофизика. 2007. Т.48. №1. - С. 156-180.

11. Ярмолюк В.В., Будников С.В., Коваленко В.И. и др. Геохронология и геодинамическая позиция Анга ро-Витимского батолита // Петрология. 1997. Т.5. №5. - С. 451-466.

НЕОАРХЕЙСКИЙ УЛЬТРАМАФИТ-МАФИТОВЫЙ МАГМАТИЗМ ДЖУГДЖУРО-СТАНОВОГО СУПЕРТЕРРЕЙНА И.В. Бучко, А.А. Сорокин ИГиП, Благовещенск, inna@ascnet.ru, sorokin@ascnet.ru В настоящей статье обсуждаются результаты геохимических исследований одного из расслоен ных интрузивов - Маристого, для метаанортозитов которого предполагается неоархейский возраст. Гео химические особенности ультрамафит-мафитов позволяют предполагать, что их образование происходи ло во внутриплитной обстановке из пикритоидных раплавов.

В пределах юго-восточной части Северо-Азиатского кратона известен и доволь но хорошо исследован неоархейский этап проявления автономных анортозитов, пред ставленный Каларской (1,62 млрд. лет [5, 6]) и Хорогочинской (1,63 млрд. лет [1]) ас социациями. В то же время геохимические особенности, возраст и геодинамические об становки формирования стратиформных интрузий докембрийского возраста, в составе которых установлены анортозиты, расположенные в пределах указанной структуры, не изучены.

Массив Маристый расположен в пределах Дамбукинского блока Джугджуро Станового супертеррейна. К нему относятся два изолированных на дневной поверхно сти выхода ритмично расслоенных метаультрабазит-метабазитов, которые по интер претации результатов аэромагнитной съемки на глубине представляют собой единый интрузив, сложенный метаоливинитами, метагарцбургитами, метапироксенитами, ме тагаббро, металейкогаббро и метаанортозитами. Обращает на себя внимание отсутст вие переходных разновидностей между метаультрабазитами – метапироксенитами и метагабброидами-анортозитами. Это обусловлено флотацией плагиоклаза и обособле нием оливин-ортопироксеновых кумулатов в процессе кристаллизации исходного рас плава.

Породы массива вместе с вмещающими их образованиями [3] метаморфизованы в условиях гранулитовой фации. При этом возраст протолита не превышает 2,8 млрд.

лет [9], а время метаморфизма составляет 2,63 млрд. лет [2].

Метаоливиниты, метагарцбуригиты и метаверлиты сложены переменными количествами хризолита, энстатита, диопсида, граната, магнетита и сульфидов. Основ ными породообразующими минералами метагабброидов и метаанортозитов являют ся плагиоклаз An87 (50-80%) и амфибол (10-50%).

Основными петрохимическими особенностями пород является высокая магнези альность метаультрамафитов и метапироксенитов и наличие двух направлений кри сталлизации исходного расплава. Для первого, установленного для метаультрамафитов и метапироксенитов, характерно увеличение содержаний TiO2, FeO* при практически постоянных Al2O3 при уменьшении магнезиальности (#Mg=100MgO/(MgO+FeO*)) в процессе кристаллизации, что свойственно феннеровскому тренду дифференциации.

Эти закономерности сближают описываемые породы с базальтами типичных мантий ных плюмов [4]. Второй тренд, выраженный увеличением содержаний SiO2, Al2O3 в процессе кристаллизации при снижении #Mg, образуют метагабброиды и метаанорто зиты массива.

Спектры распределения редкоземельных элементов в породах массива характе ризуются преобладанием LREE над HREE, при величине (La/Yb)N от 3,66 – 7,95 в мета ультрамафитах-пироксенитах и до 39,15 в метагабброидах-метаанортозитах. Во всех группах пород отчетливо проявлена положительная европиевая аномалия (Eu/Eu*=1,32 4,84). Обеднение тяжелыми лантаноидами, вызвано присутствием граната в мантийном источнике.

Распределению малых элементов в породах массива Маристый свойственно обогащение Sr (583-1318 ppm), Ba (139-568 ppm), LREE и деплетирование в отношении Rb (0,3-3), Nb (0,12-0,53 ppm), Zr (2-11 ppm), Hf (0,02-0,48 ppm) и Th (0,28- 3,74 ppm).

Следует отметить, что по распределению редких элементов метаанортозиты массивы близки к «стратиформным» анортозитам Бушвельдского интрузива (рис.). Низкие зна чения (Th/Ta)N=0,15-0,96 и (La/Yb)N=3,66-6,48 могут свидетельствовать о незначитель ной коровой контаминации исходного расплава. Следует отметить, что соотношения Hf/3-Th-Ta и Hf/3-Nb/16-Th в метабазитах массива Маристый близки к таковым во внутриплитных базальтах, а отношения Zr/Y=0,8-2,1 и Nb/Y=0,1-0,4 - к породам, обра зовавшимся под влиянием плюма [8]. Истощенность пород Co (21-140 ppm) и V (6- ppm), относительно обогащения Ni (до 1122 ppm) и Cr (до 1535 ppm) характерна для пикритоидных расплавов, образующихся при плавлении недеплетированного мантий ного источника, что подтверждается и соотношениями Ta/Yb-Th-Yb.

Рис. Нормированные по примитивной мантии [10] спектры распределения малых элементов в по родах массива Маристый. Условные обозначения: 1 – ультрамафиты, 2 – пироксениты, 3 – габброиды, 4 - анортозиты Конформность спектров распределения REE и малых элементов в породах из разных частей массива позволяет считать их производными единого магматического расплава.

Обобщая вышеприведенные петро- и геохимические особенности пород массива Маристый можно отметить, что они обнаруживают явную связь с внутриплитным ис точником. Учитывая специфический стиль тектонического развития геологических структур в докембрии, можно предположить, что их формирование связано с проявле нием типичного для архея пикритоидного магматизма.

Предварительное изотопно-геохронологическое датирование U-Pb методом по единичным зернам циркона позволяет предполагать неоархейский возраст (2,64 млрд.

лет) образования анортозитов массива Маристый.

Касаясь полученного неоархейского возраста метаанортозитов массива Мари стый, необходимо отметить, что он очень близок к одному из эпизодов метаморфизма гранулитовой фации (2,63 млрд. лет) [2]. В этой связи есть все основания полагать, что полученные данные отвечают процессам преобразования пород массива в условиях гранулитовой фации, обусловленные коллизией Джугджуро-Станового супертеррейна с Олекмо-Алданской континентальной микроплитой. Следовательно, становление изу чаемого расслоенного интрузива происходило до коллизии во внутриплитной обста новке, обусловленной пикритоидным магматизмом, генерация которого происходила в головных частях мантийных плюмов первого поколения [7].

Исследования выполнены при поддержке Президиума ДВО РАН (грант 09-II-CО-08-007).

Список литературы 1. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Сорокин А.П., Ларин А.М., Великославинский С.Д., Яковлева С.З., Плоткина Ю.В. Возраст и тектоническое положение Хорогочинского габбро-анортозитового масси ва (Джугджуро-Становой супертеррейн) // Доклады РАН, 2008. Т.423. № 5. - C. 651-654.

2. Гаврикова С.Н., Николаева Л.Л., Галанин А.В. и др. Ранний докембрий южной части Становой склад чатой области. М.: Недра, 1991. - 171 с.

3. Геологическая карта Приамурья и сопредельных территорий. Масштаб 1:2500000. Объяснительная за писка. С.-Петербург, Благовещенск, Харбин, 1999. - 135 с.

4. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. 2 изд., доп. и перераб. М.: Недра, 1987. - 248 с.

5. Ларин А.М., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Глебовицкий В.А. и др. Каларский комплекс (Алдано Становой щит) – древнейший представитель анортозит-мангерит-чарнокит-гранитной магматической ас социации: результаты геохронологических, геохимических и изотопно-геохимических исследований // Петрология, 2006. Т.14. № 1. - С. 4-24.

6. Cальникова Е.Б., Ларин А.М., Котов А.Б., Глебовицкий В.А. и др. Каларский анортозит-чарнокитовый комплекс (Алдано-Становой щит): возраст и тектоническое положение // Стратиграфия. Геологическая корреляция, 2004. Т 12. №3. - С. 3-11.

7. Шарков Е.В., Богина М.М. Мафит-ультрамафитовый магматизм раннего докембрия (от архея до па леопротерозоя) // Стратиграфия. Гелологическая корреляция, 2009. Т.17. №2. - С. 7-28.

8. Condie K.C. The supercontinent cycle: are there two patterns of cyclicity // Journal of African Earth Sciences, 2002. V. 35. - P. 179-183.

9. Nutman A.P., Chernyshev I.V., Baadsgaard H., Smelov A.P. The Aldan shield of Siberia, USSR: the age of its Archean components and evidence for widespread reworking in the mid-Proterozoic // Precambrian research, 1992. V.54. – P. 195-210.

10. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle composition and processes. Magmatism in the ocean basin // Geol.Soc.Sp.Pub. № 42. Blackwell Scientific Publ, 1989. - P. 313-346.

ПЕТРОФИЗИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ ПОЛОГИХ СТРУКТУР А.Е. Былкова, Ю.А. Филипченко ФГУГП «Читагеологоразведка», Чита, abylkova@yandex.ru Рассмотрены петрофизические и физико-геологические особенности пологих структур – надви гов в контрастных средах, крыльев складок и апикальных поверхностей интрузивных тел. Отмечено, что по петрофизическим и физико-геологическим особенностям эти структуры отвечают одному классу мо делей и для их расшифровки необходима априорная геологическая информация.

В настоящее время во многих случаях утверждается, что по геофизическим дан ным выделяются какие-то структурно-вещественные комплексы. Однако остается не ясным, по каким признакам устанавливается связь между разноранговыми геологиче скими телами при сложном их сочетании и физическими полями. Поскольку одними и теми же петрофизическими свойствами обладают различные по минеральному, хими ческому составу и структурным, текстурным особенностям породы. То есть изначально предопределяется многообразие связей физических полей и геологических объектов и многообразие их проявления в полях. Степень неоднозначности решения обратной за дачи геофизики зависит от сложности геологического строения, полноты априорных геологических и петрофизических данных. В связи с чем анализ петрофизических дан ных проводится с целью получения характеристик, адекватных геологическим телам и блокам горных пород, выделяемых при объемных построениях в масштабах исследова ний. То есть производится изучение корреляционных связей различных свойств с по строением комплексных и частных петрофизических моделей геологических подразде лений и тел.

Задача непростая, поскольку требуется пространственная привязка петрофизи ческих характеристик конкретных геологических образований. Требуется определить петрофизические характеристики петротипов с одной стороны, а с другой – установить причины отклонений от средних или увеличенных дисперсий физических свойств. То есть физические характеристики, системно описывают связи между физическими по лями и геологическими телами.

Здесь уместно отметить, что последнее время наметилась негативная тенденция к отказу от петрофизических исследований, причем со стороны геофизиков, и нарас тающая умозрительность заключений по формальной интерпретации карт физических полей, полученных на компьютерах, последние содержат технологические ошибки свя занные с «рисовкой» аномалий в межпрофильном и засъемочном пространстве, «срезку интенсивности» и «изрезанности» аномалий.

Интерпретация геофизических материалов при объемных построениях требует «индивидуального» разбора каждой аномалии и синтеза результатов, в том числе и при выделении пологих структур.

Пологое залегание оруденения различных полезных ископаемых устанавливает ся при оценке (разведке) месторождений. В основном это достигается бурением и гор ными работами [2].

Физико-геологическая (геоэлектрическая) характеристика описана лишь для по логих месторождений колчеданов Урала. Имеются публикации по урановым объектам Западного Саяна [1], работа не некоторым урановым и полиметаллическим объектам Казахстана и Средней Азии.

В Нерчинско-Заводском рудном районе приуроченность Поперечно Зерентуевского полиметаллического месторождения с золотом к палеозойским мета морфитам, надвинутым на юрские эффузивы, была доказана еще в 50-х годах прошлого столетия. Но лишь в начале 2000 годов была сформирована его физико-геологическая модель, описанная в отчетах Козлова В.М. и др., 2003, Балаба А.В. и др. 2006 (рис.1).

Из которой следует, что высокоомные неполяризующиеся известняки с прослоями по ниженного электрического сопротивления с высокой “площадной” поляризуемостью, отвечающие углеродсодержащим сланцам, надвинуты на отложения пониженного и низкого сопротивления, характеризующиеся невысокой поляризуемостью и низкой, и средней намагниченностью. Рудные скопления фиксируются как локальные поляри зующиеся объекты.

Козловой В.М. и др. в 2004 г. были сформированы модели Савкинского место рождения золота в контрастной среде в Михайловском надвиге, где метаморфиты кем брия надвинуты на юрские терригенные отложения, последние вблизи месторождения прорваны Макерским массивом гранитоидов, а также рудопроявление золота Софья в Смирновской зоне в однородной среде в линзовидно расслоенных по электрическому сопротивлению гранитах, которые интерпретируются как надвиг. Физико геологическая и петрофизическая модели весьма схожи с физико-геологической и пет рофизической моделями Поперечно-Зерентуевского полиметаллического месторожде ния.

В 1972 году (Никифоров О.С. и др.) было показано, что Антоновские месторож дения урана и флюорита в северной части Нерчинско-Заводского рудного района про странственно разобщены, приурочены к пологопадающим тектоническим клиньям гра нитоидов и метаморфических пород. Тектоническая “расслоенность” проявлена в гео электрической и петроплотностной расслоенности. В настоящее время тектонические Рис.1. Поперечно-Зерентуйская площадь. Участок Перевальный. Геолого-геофизический разрез (модель) по профилю 200, клинья рассматриваются как составляющие Мотогорского многочешуйчатого надвига субмеридионального простирания. Мотогорский надвиг был выделен по гравиметриче ским наблюдениям и электрическим зондированиям в 1967-1968 годах. Породы повы шенной плотности и сопротивления с низкой намагниченностью залегают на низкоом ных с низкой плотностью породах. В 1968 году ситуация была заверена бурением в од ном сечении, но споры продолжались до 2007 года, когда в двух сечениях через 5 км была подтверждена физико-геологическая модель надвига (п. Шивия, месторождение флюорита Шахматное).

На месторождении урана Горное в Северо-Даурском районе Центрального За байкалья было установлено пологое линзование гранитоидов Жергоконского массива по электрическому сопротивлению. Линзование установлено по данным каротажа скважин до глубины около 500 м в блоке ограниченного размера (Зенченко В.П., 1983) В 2001 году (Тарабарко А.Н. и др.) было выявлено проявление золота Вилотово, в Нерчинско-Заводском районе, которое локализовано в известняках и углеродистых сланцах в зоне надвига. При изучении проявления геофизическими методами и петро физических исследованиях установлены уже описанные выше физико-геологическая и петрофизическая модели. Аналогичные обстановки распределения петрофизических неоднородностей выявлены на проявлениях Услон и участке Прямом, находящимся южнее и севернее рудопроявления Вилотово. Отличительной особенностью участка Прямой является четкое проявление синклинальной складки, в ядре которой развиты углеродистые сланцы и известняки, характеризующиеся высокой поляризуемостью и практически полностью скрывающие эффект от “рудных скоплений”.

Другие типы пологих структур установлены на проявлениях золото-скарновом Фабришка (рис. 2) и урана-ториевом Ямское (рис. 3).

Рис 2. Урово-Гидаринская площадь. Участок Фабришка. Геолого-геофизический разрез (модель) по профилю Рис. 3. Урово-Урюмканская площадь. Участок Ямский. Геолого-геофизический разрез (модель) по профилю Д- Условные обозначения Уран-ториевое проявление Ямское является аналогом крупного месторождения Итатая в северо-восточной части Бразилии. Проявление Ямское расположено на юго восточном склоне Урюмканского хребта. Оно приурочено к крылу антиклинальной складки, сложенной гранито-гнейсами и метаморфическими карбонатно-терригенными породами, прорванной массивом гранитов и дайками основного и среднего состава. Руд ные залежи полого погружаются, согласно, залеганию геологических образований склад ки. По геоэлектрическим данным толща расслоена, слои, в общем, повторяют складча тую структуру, оруденение приурочено к слою с сопротивлением менее 2000 (ом·м).

На участке Фабришка выявлены пологие элементы геологического строения, в том числе золотоносные скарноиды, на границе метаморфических образований с круп ным массивом сиенитов (состав его меняется от граносиенитов до монцонитов). Пет рофизическая обстановка более сложная чем на охарактеризованных выше проявлени ях. Метасоматические изменения в экзо- и эндоконтактах привели к выравниванию электрических (поляризуемости и сопротивления) параметров, к повышению намагни ченности (магнетитовые скарны и известняки с магнитными образованиями) или рез кому ее снижению, т.е. петрофизически возникли ситуации, когда при пологом (надын трузивном) залегании геоэлектрических горизонтов практический интерес представля ют локальные участки с повышенной и высокой поляризацией со знакопеременным и (или) “гладким” магнитным полем. Последнее особенно характерно при втором уровне поляризации, находящемся на глубинах более 100 м.

Список литературы 1. Алтынцев Ю.В. Петрофизическая и геофизическая зональности на урановых месторождениях. Сб. Ме тоды рудной геофизики. Геофизические и геохимические методы при оценке радиоактивных аномалий.

Л., НПО «Рудгеофизика», 1988, с. 16-28.

2. Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых. М.: Недра, 1976.

НЕОТЕКТОНИКА ЮГА ПРИАМУРЬЯ И СОПРЕДЕЛЬНЫХ ТЕРРИТОРИЙ Ю.Р. Волкова ОАО «Амургеология», Благовещенск, ggр@amurgeo.ru Составлена схема кайнозойских подвижек юга Приамурья (Амуро-Зейская равнина, хребты Ту рана и Малый Хинган, Преображеновский грабен Среднеамурской впадины). Основой послужил ком плексный анализ геоморфологических, гидрогеологических и сейсмических особенностей территории.

Произведен анализ мощностей свит, установленных в 50-70-е гг. ХХ века при бурении скважин, и прояв лений секвенс-стратиграфии. Внутренние прогибы и впадины Амуро-Зейской группы прогибов и впадин (ГПВ) объединены в зоны унаследованных и возрожденных структур. Вдоль р. Амур впервые выделены обращенные поднятия, сформированные в палеогене при инверсии раннемеловых рифтогенных проги бов. Установлено шесть периодов кайнозойской активизации территории: рубеж палеоцена и эоцена, ко нец эоцена-олигоцен, начало миоцена, эоплейстоцен, середина неоплейстоцена, поздний неоплейстоцен голоцен. Детально, на основе новейших научных результатов, освещена кайнозойская история главных тектонических нарушений юга Приамурья. Для обоснования их современной активности привлечены геоморфологические и сейсмологические данные по сопредельной территории КНР (провинция Хэй лунцзян). Указаны возможные нефтеподводящие разрывные структуры.

Под неотектоническими подвижками подразумеваются кайнозойские перемеще ния земной коры, последовавшие за субплатформенным периодом позднемеловой ста билизации. Неотектонический цикл обусловил формирование современного структур ного плана Приамурья. Процессы новейшей тектоники привели к горообразованию и подновлению региональных глубинных разломов, заложенных еще в докембрии и па леозое, и к формированию чехла молодой Амуро-Зейской платформы с возникновени ем и возрождением впадин и прогибов. Кроме того, они проявились в вулканической и сейсмической активности региона на протяжении всего кайнозоя. В течение кайнозой ской эры установлено 6 периодов активизации: 1) конец палеоцена на рубеже с эоце ном;

2) конец эоцена-олигоцен;

3) первая половина миоцена;

4) эоплейстоцен;

5) сере дина неоплейстоцена;

6) поздний неоплейстоцен-голоцен. В связи с этим поздний структурный этап (образование чехла молодой платформы) можно разделить на три стадии: кайнозойской активизации (палеоцен-середина миоцена);

стабилизации (сере дина миоцена-плиоцен);

новейшего орогенеза (квартер). Тектонические структуры, об разованные на этих стадиях, показаны на рис. 1.

С т а д и я к а й н о з о й с к о й а к т и в и з а ц и и выразилась в заложении и периодическом подновлении впадин и прогибов, а также инверсии рифтогенных мело вых структур вблизи р. Амур. Амуро-Зейская группа прогибов и впадин (ГПВ) пред ставляет собой равнинную территорию. Зейским разломом, проходящим по долине р.

Зея и активным доныне, равнина разделена на два крупных блока, или равнины более низкого ранга: Амуро-Зейское плато на правом берегу р. Зея и Зейско-Буреинскую во гнутую равнину – на ее левом берегу. Рельеф низкоранговых равнин различен по мор фографическим и морфометрическим параметрам. Часть долины р. Амур выше устья р.

Зея принято считать Верхним Амуром, ниже его – Средним Амуром.

Большинство отрицательных кайнозойских структур Амуро-Зейской ГПВ зало жились в палеоцене на основе раннемеловых континентальных рифтов, перекрытых тонким позднемеловым чехлом зарождающейся молодой платформы. Но только часть из них, приуроченная к центральной части ГПВ, испытывала стабильное погружение на протяжении всего кайнозоя. Она выделена в Центральную зону унаследованных проги бов и впадин. Палеоценовые прогибы и впадины составляют диагональную систему структур растяжения, причем граница структур северо-западной и северо-восточной ориентировки проходит по Зейскому разлому. В Амуро-Зейском блоке преобладает се веро-западная ориентировка структур, а в Зейско-Буреинском – северо-восточная. В эоцене северо-западные структуры закрылись под воздействием сил сжатия, что выра зилось в отсутствии райчихинской свиты в их разрезах.

Обращенные (инверсионные) поднятия прослеживаются вдоль левобережья Среднего Амура по выходам на поверхность позднемеловых-палеоценовых отложений.

Поднятия сформированы в палеоцене-эоцене на основе меловых рифтов. Режим подня тий обусловлен силами сжатия, направленными с юго-запада и приведшими к росту в КНР хребтов Малого Хингана северо-западного простирания. Он проявлен сокращен ными разрезами кайнозоя и крайне малыми мощностями палеоцен-эоценовых свит:

дармаканской, кивдинской и райчихинской. Мощность каждой из них колеблется от первых десятков метров до первых метров, что свидетельствует об аккумуляции осад ков на фоне блокового воздымания по Константиновскому (Сюньхэ) разлому. Второ степенные оперяющие разломы разделяют воздымающийся блок на ряд поднятий с различной между собой историей развития. В олигоцене вся система обращенных под нятий действовала в режиме воздымания.

Усилившиеся в конце эоцена-олигоцене процессы растяжения по северо восточным разломам привели к континентальному рифтогенезу и образованию Сутар ской расщелины, заполненной на ограниченном пространстве отложениями этого вре мени. Расщелина, по которой ныне протекает р. Сутара, была приурочена к зоне раз двига на границе зарождающейся Среднеамурской впадины. В олигоцене возродились Ромненский и Поздеевский прогибы с накоплением мухинской свиты.

Максимум неотектонических процессов пришелся на первую половину миоцена, в рамках планетарной активизации на мантийном уровне. В зонах Хинганского и Буре инского разломов, функционирующих в режиме раздвига, проявился трапповый вулка низм. На мобильном субстрате, преобразованном в ходе мелового орогенеза, был зало жен Преображеновский грабен как краевая структура Среднеамурской рифтогенной Рис. 1. Схема кайнозойской тектоники юга Прамурья (А) со схемой сейсмического районирования (Б) А. 1 – палеоген-неогеновые прогибы и впадины: а) с палеоцен-миоценовой аккумуляцией (P1-N1), унас ледованные от меловых рифтов (К1) и грабенов (К2);

б) палеоценового (P1) заложения, возрожденные в олигоцене (P3) или в первой половине миоцена (N11-2);

в) с эоцен-олигоценовой аккумуляцией (P2-3);

г) приразломные (N11-2 );

д) рифтогенные (N11-2-Q);

е) межгорные, образованные при росте горной страны (N11-2-Q);

2 – обращенные поднятия (P1-2), сформированные на месте меловых рифтов (К1) и грабенов (К2);

3 – области олигоценового (а) и миоценового (б) погружения;

4 – области миоценового вулканизма (N1);

5 – области современного (Qн) воздымания со скоростью: а) 5-10 мм/год;

б) 10-15 мм/год;

в) более 15 мм/год;

6 - области современного (Qн) опускания со скоростью: а) 1-5 мм/год;

б) 5-10 мм/год;

в) более 10 мм/год;

7 – разломы, подновленные в кайнозое: а) главные;

б) второстепенные;

8 - жерла палеовулка нов,экструзии;

9 - антецедентные речные долины;

10 – участки перехвата речных долин, перевалы сквозных долин;

11 – эпицентры современных землетрясений, их магнитуда в баллах.

Главные разрывные нарушения, периоды их кайнозойской активности: 1 – Свободненский (P - Q);

2 – Константиновский (Сюньхэ) (P - Q);

3 – Буреинский (N-Q);

4 – Бирский (N-Q);

5 – Амурский (Qн);

6 – Зейский (P - Q);

7 – Селемджинский (Qн);

8 – Западно-Туранский (N-Q);

9 – Танлу (N-Q).

Б. Зоны вероятной сейсмоактивности: 1 - 5 баллов;

2 - 6 баллов;

3 - 7 баллов;

4 - 8 баллов впадины. Продолжалась аккумуляция и в Сутарской впадине, отделенной от Преобра женовского грабена начавшими воздыматься хребтами Малого Хингана. Появление Среднеамурской впадины связано с начальной стадией мощного миоценового ритма регионального растяжения в соответствии с ритмикой кайнозойских глобальных пуль саций [3].

На окраинах Амуро-Зейской ГПВ в участках растяжения происходит возрожде ние структур север-северо-восточного и меридионального простирания, приостано вивших свое развитие в палеоцене-эоцене. На сочленении Зейского и Свободненского разломов формируется Зейско-Селемджинская система приразломных впадин. На пере сечении Свободненского разлома с Западно-Туранским и Амурским возникают новые впадины: Усть-Береинская и Усть-Майкурская. Ряд межвпадинных поднятий также ис пытывает слабое блоковое погружение. Происходит накопление бузулинской свиты с ее сокращенным разрезом на поднятиях. О режиме растяжения в указанных направле ниях говорит обилие крутопадающих (80-90°) трещин отрыва подобного простирания в докайнозойском фундаменте, залеченных кальцитом или брекчиями трения.

Второстепенные широтные и северо-западные разломы, образованные при сжа тии, действуют в это время в сбросовом режиме. Так, на Ерковецком буроугольном ме сторождении один из сбросов прослежен разведочными скважинами на расстояние км. Нарушение фиксируется изменением гипсометрических отметок почвы пластов уг ля в кивдинской свите и охватывает отложения от мела до олигоцена включительно, не затрагивая бузулинскую свиту начала миоцена. Сместитель фиксируется флексурными перегибами угольных пластов. Амплитуда сбросового смещения достигает 40 м, уменьшаясь на северо-запад. Разлом разделяет Ерковецкое месторождение на три уча стка: Южный и Западный с Восточным, причем в последних двух, в опущенном крыле сброса, накапливается бузулинская свита. Сбросы с амплитудой смещения до 20 м вы деляются и по долинам рек Ивановка и Козловка. В скважинах из окрестностей с. Вар варовка, расположенного на р. Ивановка, выявлены воды с минерализацией более 1 г/л, которые могут использоваться как минеральные столовые. Сумма ионов Na и K, с пре обладанием Na, составляет в них 262 мг/л, гидрокарбонат-иона – 701 мг/л [5]. В докай нозойских отложениях сбросы фиксируются притертыми и малопротяженными трещи нами скола, иногда – с зеркалами скольжения.

С т а д и я с т а б и л и з а ц и и с середины миоцена до начала четвертичного периода отмечена площадным накоплением горизонтально залегающих свит: сазанков ской и белогорской – и их аналогов в Среднеамурской и Яуринской впадинах. Эти сви ты со стратиграфическим несогласием перекрывают как палеоцен-миоценовые впади ны и прогибы, так и поднятия, их разделяющие.

Трехкратные подвижки блоков с т а д и и н о в е й ш е г о о р о г е н е з а, совпадаю щие по времени с периодами похолодания и оледенения более северных территорий и излиянием плиоцен-четвертичных платобазальтов в КНР и на Становом хребте, выра зились в перестройке рельефа, изменении конфигурации имеющихся речных долин, за ложении новых и блоковом воздымании горных стран. Неравномерное воздымание блоков земной коры сопровождалось и сопровождается поныне проявлениями сейс мичности и обвально-оползневыми явлениями, образованием сквозных и антецедент ных долин, врезанных меандр, речными перехватами.

Корсаковский кривун р. Амур – крупная врезанная меандра с длиной петли км и шириной перемычки 1 км. Менее выражена меандра на Зее, в зоне Зейского раз лома.

На правом берегу р. Амур, в КНР, намечается боковой перехват Амуром р. Ху маэрхэ. В то же время левобережный участок долины р. Амур между селами Ушаково и Кумара опущен, что выразилось в изменении русла приустьевой части р. Белая. Ранее она впадала в Амур возле с. Ушаково, о чем свидетельствует цепь старичных озер в пойме Амура. Теперь же она при выходе на пойму резко поворачивает вдоль борта на юг и впадает в р. Амур выше с. Кумара, в 15 км от прежнего устья. В районе аэропорта г. Благовещенск современная антецедентная долина р. Амур прорезает средне поздненеоплейстоценовую долину Фабелахэ (КНР)-Симоновка (прежнее русло р. Фа белахэ, ранее впадавшей в р. Зея). Сейчас истоки р. Симоновка отделены от р. Зея уз кой (100 м) перемычкой, образованной при воздымании Амуро-Зейского плато по Зей скому разлому. Правый берег р. Амур в антецедентных участках более пологий, что противоречит правилу Бэра-Кориолиса. В настоящее время продолжается медленное выведение фундамента на поверхность при врезе русла р. Амур на 1 мм/год и подъеме Амуро-Зейского плато на 2,5-5 мм/год с максимумом подъема вдоль р. Зея. Этому спо собствует и положение Амуро-Зейского плато в зоне возможных 5-балльных землетря сений. Подземные толчки силой 3-4 балла фиксируются в г. Благовещенск, в среднем, каждые 5 лет.

При средних скоростях вертикальных движений 10 мм/год и устойчивости тен денции их развития даже в условиях постоянно увеличивающегося денудационного среза получается, что для формирования горных сооружений Турана и Малого Хинга на, обрамляющих Амуро-Зейскую ГПВ с востока, было необходимо немногим более 200 тыс. лет. Но такой возраст гор Дальнего Востока противоречит имеющимся геоло гическим данным. Наиболее вероятен волновой колебательный характер четвертичных тектонических движений с периодической сменой их знака и интенсивности. Это под тверждается данными повторного нивелирования [2], проведенного в три этапа (1901 1915, 1936-1943 и 1963-1971 г.г.) вдоль Транссибирской магистрали от г. Ачинск до г.

Владивосток. С 1901 по 1943 г.г. доминировали нисходящие движения со скоростью до –50 мм/год и амплитудой –900 мм, с 1943 по 1971 гг. – восходящие со скоростью мм/год и размахом до 350 мм. Восходящая направленность движений со скоростью 2,5 15 мм/год преобладает и поныне, но низовья рек Зея и Томь и участок Среднего Амура между устьями рек Зея и Архара плавно опускаются со скоростью 1-2,5 мм/год. Сту пенчато погружается и Преображеновский прогиб со скоростью опускания узких бло ков северо-восточного простирания от 5 до 10 мм/год.

Среди главных р а з р ы в н ы х н а р у ш е н и й, определивших структуру региона в кайнозое, по времени их активизации выделяются три группы: 1) Зейский, Константи новский и Свободненский – палеоцен-квартер;

2) Буреинский, Бирский, Западно Туранский и Танлу – первая половина миоцена – квартер;

3) Амурский и Селемджин ский – квартер. Почти все они являются диагональными, за исключением Западно Туранского и Бирского ортогональных разломов. Второстепенные новейшие разломы оперяли главные разломы при их заложении и смещали их в более поздние периоды.

Для большинства их возможно установить только четвертичную историю. Активность второстепенных разломов определила присутствие цепей большедебитных родников и образование современных речных долин. Все подновленные нарушения хорошо выра жены на материалах АГСМ-съемок.

З е й с к и й р а з л о м протягивается вдоль долины р. Зея на север-северо восток. Он разграничивает два крупных блока: Амуро-Зейский и Зейско-Буреинский. С палеоцена по миоцен он действовал как знакопеременный взбросо-сдвиг с более актив ным правым крылом. Это устанавливается по аномально малым мощностям кивдин ской и бузулинской свит на правом берегу р. Зея (Дмитриевское поднятие), где, по па линологическим данным, они не превышают 8 м. На левом берегу они на порядок вы ше. Колебательные движения блоков по оси разлома обоснованы морфометрическими данными. Сдвиговые дислокации север-северо-восточного направления подчеркивают ся выступами обращенных поднятий.

В четвертичное время разлом является взбросом с поднятым Амуро-Зейским блоком, расположенным между реками Амур и Зея. Это подтверждается рядом геоло гических, геоморфологических и гидрогеологических наблюдений. К.П. Караванов в ходе геологической съемки масштаба 1:200000 еще в 60-е годы ХХ в. наблюдал сбросы с амплитудой 0,3-0,5 м в средненеоплейстоценовом аллювии в 5 км севернее г. Благо вещенск, а также в сазанковской свите севернее железнодорожного моста через р. Зея.

Вдоль правого борта р. Зея прослеживается цепь родников с мутной, слегка опалесци рующей, водой и повышенной относительно нормы ее температурой (5-90). Дебиты родников до 25-32 л/сек. Происходит смещение первого от поверхности водоносного горизонта на 34 м. Зона Зейского разлома шириной 3-4 км прослеживается по трещи нам, проницаемым для гелия, что установлено при опытных работах А.Т. Сорокиной в 1990 г. Зейский разлом служит северной ветвью крупной разрывной структуры Дасинь анлинь [4], со смещением уходящей в КНР на вулканическое поле Удалянчи. Изверже ние вулканов Удалянчи наблюдал офицер армии Петра I во время путешествия по Маньчжурии. Дасьньанлинь-Зейский разлом трассируется цепью эпицентров землетря сений с магнитудой 4-5,5 баллов, один из которых интенсивностью 4 балла зафиксиро ван у г. Благовещенск в 1985 г. Более слабые 3-балльные толчки были отмечены в том же очаге в 1995, 2003 и 2008 г.г. Землетрясения силой 3-4 балла улавливаются сейсмо станцией г. Благовещенск каждые 5-7 лет.

С в о б о д н е н с к и й р а з л о м широтного простирания был активен еще в палеоцене. К нему приурочено экструзивное тело трахиандезитов с возрастом 58 млн лет. В миоцене подвижки по этому разлому и оперяющим его второстепенным наруше ниям привели к заложению Сапроновской впадины. На рубеже неогена и квартера под нятие южного блока по разлому обусловило резкое сужение палеодолины Амура и, со ответственно, площади выходов белогорской свиты. В настоящее время он трассирует ся прямолинейными участками долин рек Мал. Пера, Бирма и Томь, цепью высокоде битных родников и повышенной водообильностью водозаборных скважин. Дебиты скважин 7-44 л/сек. Температура воды в колодцах до 90 при обычной в регионе 2-30. В августе 2008 г. на окраине Свободного сошел сель, приведший к человеческим жерт вам. Такого явления старожилы не помнят за последние 50 лет. Судя по геологическим данным, Свободненский разлом на протяжении своей кайнозойской истории действо вал в режиме знакопеременного сброса.

К о н с т а н т и н о в с к и й ( С ю н ь х э ) р а з л о м является составной частью субширотного Сюньхэ-Бирского пояса [4]. Он ограничивает с юга блок обращенных поднятий. На поднятиях в верхнемеловых-палеоценовых отложениях завитинской, ца гаянской и дармаканской свит постоянны крутопадающие зеркала скольжения. Это свидетельствует о взбросовых подвижках по Константиновскому разлому в палеогене.

Наиболее активным взброшенным блоком был южный, расположенный в КНР. Здесь под воздействием сил сжатия, направленных с юго-запада на северо-восток, начали формироваться хребты Малого Хингана, разделившие впадины Амуро-Зейскую и Сун ляо. Не исключено, что образование Константиновского разлома связано со столкнове нием Индийской и Азиатской плит. Северный блок, к которому приурочены обращен ные поднятия, в течение палеогена - первой половины миоцена совершал вертикальные колебательные движения. Они способствовали аккумуляции отложений кивдинской, райчихинской и бузулинской свит в периоды опускания блоков. При воздымании бло ков аккумуляция прекращалась, чем и обусловлены малые мощности свит на обращен ных поднятиях. Оперяющие разломы северо-восточного простирания функционируют как сбросо-сдвиги, активные в разные геологические периоды, с горизонтальным сме щением осевой плоскости Константиновского разлома и отдельных поднятий на рас стояние до 10-20 км.

Современная кинематика разлома изучалась в 2001-2003 гг. на локальном поли гоне, расположенном в с. Константиновка, в составе Амуро-Зейского геодинамического полигона [1]. Поводом для создания локального полигона послужило то, что на терри тории села происходили выделения глубинных газов различного состава, а также де формации зданий и сооружений. Исследования методом GPS-геодезии показали, что степень нарушенности зданий коррелирует с плотностью разломов в фундаменте Аму ро-Зейской ГПВ. Коэффициент корреляции 0,74. Рассчитанные скорости относитель ных деформаций за период 2001-2003 г.г. высоки (25-80 мм/год). Из этого следует, что деформации строений в с. Константиновка связаны с активными горизонтально дейст вующими тектоническими силами, передающимися от кристаллического фундамента Зейско-Буреинской впадины. По сейсмологическим данным, механизмы землетрясений в приграничных районах представлены коровым типом. При этом ось сжатия в их оча гах направлена в субширотном направлении, а ось растяжения – в меридиональном.

Это предполагает левосторонние сдвиговые или сбросо-сдвиговые смещения по ло кальным широтным нарушениям Сюньхэ-Бирского пояса, включая и Константинов ский (Сюньхэ) разлом, и правосторонние сдвиго-взбросы по оперяющим разрывам се веро-восточного простирания.

Активизация этих структур способствует их повышенной проницаемости для га зов и подземных вод. К сочленению субширотных и северо-восточных нарушений при урочено Константиновское месторождение минеральных вод. В долине р. Гильчин об наружена зона трещиноватости с аномальной проницаемостью для водорода. В вер ховьях реки происходит скачкообразное уменьшение глубины залегания первого от по верхности водоносного горизонта. В зонах северо-восточных разломов повышается во дообильность родников и скважин (дебиты 6-19 л/сек против нормы 2-3 л/сек и менее), температура воды в родниках и колодцах (до 9-200). Вода часто опалесцирует, имеет тухлый запах. В сентябре 2009 г. в Хинганском заповеднике на озере из поймы р. Амур произошел массовый замор рыбы при отравлении фенолом, который встречается в смолистых нефтях. Озеро приурочено к осевой части Константиновского разлома. Дан ный факт позволяет расценивать разлом как нефтеподводящую структуру.

Второстепенные субширотные сбросо-сдвиги, приуроченные к долинам рек Томь и Белая, активны в настоящее время. На правом берегу р. Томь в песчаных карье рах постоянны оползни и осовы, в которые вовлечены как пески надпойменных террас, так и современные почвы. В песках террас видны протяженные зоны лимонитизации мощностью 1-1,5 м. Залегание зон субгоризонтальное, с ундуляцией по простиранию вдоль долины реки в пределах 2-30. Возле с. Новосергеевка пески белогорской свиты по слоистости замещены линзами каолина, которые вертикально смещены по притертым трещинам на расстояние 0,4 м. Этот факт свидетельствует о, как минимум, двукратном подновлении Томского сбросо-сдвига в течение четвертичного времени. В августе г. по Томскому разлому произошла активизация теплового потока. В одном из подво рий с. Никольского, расположенного на левом берегу Томи, из водозаборной колонки пошла горячая (500) вода. В соседней колонке, установленной в этой же усадьбе, вода оставалась ледяной. Техногенные причины этого факта исключены в ходе расследова ния.

О послемеловом подновлении разлома вдоль р. Белой говорит наличие расслан цованных раннемеловых диорит-порфиритов в забое водозаборной скважины с. Позде евка. В пределах села происходит смещение первого водоносного горизонта на 12 м. В ряде приречных сел по керну скважин наблюдаются зеркала скольжения и зоны оже лезнения песков в отложениях от палеоцена до нижнего неоплейстоцена включительно.

Залегание зон субгоризонтальное, их мощность достигает 2 м.

Б у р е и н с к и й р а з л о м заложился в миоцене, что определяется по цепи выходов базальтов удурчуканской свиты на левом берегу р. Бурея. Он ограничил ареал миоценового траппового вулканизма. В настоящее время он затушеван территорией Бурейского водохранилища. На картах, составленных до заполнения ложа водохрани лища, видны многочисленные пороги на р. Бурея, протяженный антецедентный участок долины реки вдоль всего разлома, останцы цокольных надпойменных террас реки. На личие разлома подчеркнуто рисунком изобаз современного поднятия и структурно денудационным рельефом. Это свидетельствует об активности нарушения в четвертич ное время. По высокой сейсмоактивности хребта Турана и интенсивности его воздыма ния можно предположить, что сейчас Буреинский разлом является взбросом со взбро шенным северным крылом. Скорость подвижек по нему, замеренная в GPS-пункте Та лакан [1], невелика и составляет 0,5 мм/год.

Б и р с к и й р а з л о м является восточной оконечностью Сюньхэ-Бирского пояса разломов. Он разделяет Баджало-Буреинский и Хинганский блоки [1] и ограни чивает площади проявления кайнозойского рифтогенеза, действуя в миоцене как сброс со сброшенным южным крылом. В настоящее время он выражен протяженной сквозной долиной Хинган-Кимкан-Бира. Современная динамика разлома изучалась на Амуро Зейском геодинамическом полигоне в GPS-пункте Сутара [1]. Установлено, что Бир ский разлом действует в режиме сдвиго-надвига с движениями активного северного блока на юго-запад со скоростью 2,6 мм/год.

З а п а д н о – Т у р а н с к и й р а з л о м меридиональной ориентировки огра ничивает аккумулятивную область Амуро-Зейской ГПВ, активизированную в миоцене.

Его направленность подчеркивает конфигурация Романовского прогиба. Западнее на рушения в миоцене, во время вулкано-тектонической активизации, начался рост гор ных хребтов Турана и Малый Хинган. Четвертичная активность определяется для фрагментов дизъюнктива по прямолинейным участкам рек и перевалам их сквозных долин. Долины многих малых рек, подчеркивающих направление разлома, антецедент ны. Судя по продолжающемуся росту горных хребтов со скоростью, превышающей скорость воздымания предгорной части равнины, Западно-Туранский разлом является взбросо-надвигом со взброшенным восточным крылом, надвигающимся на юго-запад со скоростью 1,4 мм/год [1].


Развитие р а з л о м а Т а н л у, контролирующего миоценовую структуру Преоб раженовского рифтогена, продолжается в активном режиме и по настоящее время [3], о чем свидетельствует его высокая насыщенность четвертичными дислокациями текто нической и сейсмогенной природы. Разлом трассируется мощными и обширными ал лювиально-пролювиальными шлейфами, сопровождается структурно-денудационным рельефом. Непосредственно к югу, в КНР, в зоне разлома Танлу известны эпицентры землетрясений с магнитудой до 5,5 баллов. Дизъюнктив функционирует в режиме зна копеременного сдвига [3] с преобладанием правосторонних смещений [1]. Геологиче скими индикаторами знакопеременного сдвига являются инверсионные внутренние поднятия в Преображеновском прогибе. К разлому приурочены источники пресных вод с дебитами 7-80 л/сек, в том числе незамерзающие, что свидетельствует о постоянном тепловом потоке по нему.

К второстепенному Хинганскому разлому северо-восточного простирания, дос таточно активному и поныне, приурочены очаги наиболее интенсивных для региона землетрясений с магнитудой 5-6,5 баллов, а также источники минеральных вод: Есау ловский, Горячие Ключи и Кульдур.

А м у р с к и й р а з л о м прослеживается по левому борту долины Верхнего Амура. Он разделяет Северо-Китайский и Амуро-Зейский блоки [1] с разным геологи ческим строением. Выходы скального фундамента вдоль р. Амур трассируют фрон тальную часть Амурского надвига. Его четвертичная активность определяется геомор фологическими факторами: антецедентными участками долины р. Амур, рядом сквоз ных долин малых рек и т.д. Фрагменты нарушения подчеркнуты линейными корами выветривания. Вдоль всего разлома изливаются родники с дебитами 10-15 л/сек, среди которых немало восходящих. Вода в них желтая или опалесцирующая, с температурой до 7-200, что свидетельствует о тепловом потоке по разлому. Вода в родниках около сел Бибиково и Сергеевка горьковатая, с запахом сероводорода, что указывает на возмож ную близость залежей горючего газа. Широкая (5-7 км) зона Амурского разлома про ницаема для гелия, водорода и углекислого газа. Мелкие северо-восточные нарушения, оперяющие его, проницаемы только для водорода. На Сергеевском буроугольном ме сторождении, расположенном в зоне Амурского разлома, в углях установлены ано мальные значения отражательной способности витринита, более характерные для ан трацитов и метаантрацитов: в углях раннемеловой поярковской свиты 5,75-6,01%, бу зулинской свиты – 4,05-5,1%. Амурский разлом останавливает действие субширотных нарушений, активных до четвертичного времени. Он действует как взбросо-надвиг с активным Амуро-Зейским блоком, чему есть геоморфологические доказательства.

С е л е м д ж и н с к и й р а з л о м северо-восточного простирания установлен по прямолинейной долине р. Селемджа и подтвержден исследованиями на Амуро Зейском геодинамическом полигоне [1]. Как и большинство новейших разломов по добной направленности, он является правосторонним сбросо-сдвигом.

Таким образом, неотектонические процессы на юге Приамурья и, в частности, в преде лах обжитой части Амуро-Зейской ГПВ являются неоспоримыми фактами, подтвер жденными инструментально. В настоящее время их почти не учитывают как в общехо зяйственной деятельности, так и в геологопоисковых работах. Между тем, новейшие разломы важны для поисков месторождений питьевых и минеральных вод. В ряде зо лотороссыпных районов более северных территорий установлено рудоподводящее зна чение современных разломов с обогащением ряда золотых россыпей. Поисковое значе ние имеют лишь те разломы, которые функционируют в режиме растяжения. Разломы, существующие в голоцене в режиме сжатия, не могут быть подводящими для рудооб разующих гидротермальных растворов. Однако понимание их наличия поможет пра вильной расшифровке структур рудных полей и россыпных месторождений.

Работа осуществлена в рамках ГГК-1000/3 (лист М-52) на федеральные средства.

Список литературы 1. Ашурков С. В., Мирошниченко А. И., Саньков В. А. и др. Современные движения на Амуро-Зейском геодинамическом полигоне // В сб.: Тектоника и глубинное строение востока Азии. VI Косыгинские чте ния. – Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН, 2009. – С. 26-28.

2. Гаврилов А. А. Парадоксы плейттектонических палеогеодинамических моделей и реконструкций (юг Дальнего Востока) // В сб.: Тектоника и глубинное строение востока Азии. VI Косыгинские чтения. – Ха баровск: ИТиГ ДВО РАН, 2009. – С. 16-20.

3. Коковкин А. А. Амуро-Ханкайская рифтогенная система в эволюционирующей структуре континен тальной коры востока Азии // В сб.: Тектоника и глубинное строение востока Азии. VI Косыгинские чте ния. – Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН, 2009. – С. 59-62.

4. Тектоника, глубинное строение и минерагения Приамурья и сопредельных территорий/ Под ред. Г. А.

Шаткова, А. С. Вольского. – С.-Пб.: ВСЕГЕИ, 2004. – Рис. 4 (гр. прил.).

5. Шестаков Б. И. Влияние разработки Ерковецкого угольного месторождения на окружающую среду. – Благовещенск: АмГУ, 2004. – 37 с.

ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ И МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ЗАБАЙКАЛЬЯ В НЕОПРОТЕРОЗОЕ, ПАЛЕОЗОЕ И МЕЗОЗОЕ И.В. Гордиенко Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, gord@pres.bscnet.ru В работе на основе обобщения геолого-геохимических, изотопно-геохронологических и палео магнитных данных разработана модель геодинамической и металлогенической эволюции неопротрозой ских, венд-палеозойских и мезозойских островных вулканических дуг, активных континентальных окра ин, коллизионных, постколлизионных и внутриплитных гранитоидов в зоне взаимодействия Сибирского континента, Палеоазиатского и Монголо-Охотского океанов.

Изучение геодинамических режимов различных областей Земли с использовани ем методов тектоники литосферных плит позволили по-новому подойти к тектониче скому и металлогеническому анализу территории. Так, при исследовании магматиче ских пород различного состава в складчатых областях Земли было установлено, что геохимические особенности пород практически не зависят от возраста, а определяются главным образом типом геодинамической обстановки, в которой они формировались.

Было выявлено, что для каждой обстановки устанавливается строго определенное гео динамическое строение, ансамбль тектонических структур, магматических и метамор фических комплексов и связанных с ними месторождений полезных ископаемых. Каж дой геодинамической обстановке свойственна своя совершенно определенная струк турно-магматическая и соответственно металлогеническая зональность, обусловленная главным образом увеличением щелочности магматических пород от фронтальной к ты ловой частям активных континентальных окраин и островных вулканических дуг. Од нако иногда такая зональность нарушается, что связано прежде всего с участием раз ных по геодинамической природе источников магматизма и соответственно рудного вещества в тектонически однородных структурах. Естественно, что такие особенности магматизма должны учитываться при металлогенических построениях [1, 2, 3].

В истории геологического развития региона в неопротерозое остается еще мно го нерешенных вопросов. Согласно данным, имеющимся по складчатому обрамлению юга Сибирской платформы, Палеоазиатский океан образовался в результате распада суперконтинента Родиния в период от 1100 до 720 млн. лет назад [4,5]. В Забайкалье в это время активно формировался Баргузино-Витимский океанический бассейн и со пряженные с ним Келянская и Метешихинская островодужные системы. В пределах Баргузино-Витимского океанического бассейна распространены средне позднерифейские сложно дислоцированные осадочно-метаморфические толщи, выде ляемые в составе Баргузинского и Верхневитимского (Икатского) турбидитовых тер рейнов [6]. Среди осадочно-вулканогенных толщ этих террейнов повсеместно встреча ются глубоководные кремнистые отложения и офиолиты, сложенные серпентинитами, метабазальтами типа E-MORB и OIB и указывающие на спрединговую природу Баргу зино-Витимского бассейна. Возраст офиолитовой ассоциации (гипербазиты, габброи ды, базальты) в Шаманской палеоспрединговой зоне Багдаринского прогиба составляет соответственно 971, 939, 892 млн. лет [7]. Фрагменты Келянского островодужного тер рейна, занимающего практически весь бассейн р. Витим, образованы туфами, туффи тами и лавами риолитов, плагиориолитов, андезитов, бонинитов и базальтов известко во-щелочной серии с возрастом 837 млн лет, а также габбро и плагиогранитами с воз растом 908 млн лет [8]. Офиолиты включают гипербазиты, габбро, базальты и глубоко водные кремнисто-глинистые породы рассматриваются в качестве фундамента Келян ской островодужной системы [9]. Метешихинская (Метешиха-Урбиканская) острово дужная система в настоящее время фиксируется базальтами верхнерифейской итанцин ской свиты, а также отдельными магматическими телами перидотит-пироксенит габбрового состава, с возрастом 809-750 млн. лет, расположенными вдоль восточного побережья озера Байкал от устья р. Селенги до р. Урбикан на расстояние свыше 350 км [10]. Следует отметить, что океаническая кора Келянской островодужной системы к концу неопротерозоя субдуцировала под Муйско-Становой кратонный террейн, кото рый к началу венда сочленился с Сибирским кратоном и в дальнейшем развивался со вместно в виде пассивной континентальной окраины.

В металлогеническом отношении с неопротерозойским этапом связаны место рождения и проявления асбеста (Молодежное месторождение) и хромитов в гипербази тах офиолитовых комплексов. С этим же океаническим этапом связано начало форми рования золотого оруденения Байкало-Муйского пояса. Со становлением Келянской островодужной системы связано формирование золотого оруденения в Каралонском и Каменном блоках Келянского террейна (месторождения и рудопроявления Каменное, Каралон, Бахтернак и др.). Данные по Rb-Sr датировкам вмещающих и измененных по род показывают неопротерозойский возраст. Среди основных типов оруденения выде ляются как среднетемпературные кварцевожильные, связанные с гранитоидами муй ского островодужного комплекса, так и эпитермальные высокосульфидные с теллури дами золота и серебра, ассоциирующие с метаэффузивами среднего и кислого состава келянской свиты [11, 12].

Раннепалеозойский этап геодинамического развития рассматриваемого региона, охватывающий большую часть венда, кембрий, ордовик и силур является одним из важнейших эпизодов формирования складчатой структуры палеозоид южного обрам ления Сибирской платформы. Тектоническая история этих структур напрямую связана с историей заложения, развития и закрытия Палеоазиатского океана. Главным в исто рии ранних каледонид считается рубеж ~ 570 млн. лет [4]. Именно к этому рубежу при урочено формирование большинства офиолитовых зон по сибирской окраине Палео азиатского океана и формирование островодужных систем [13]. Так, в Джидинской островодужной системе, находившейся по палеомагнитным данным на значительном удалении от Сибирского континента, выявлен полный разрез венд-раннекембрийской офиолитовой ассоциации, кроме того, здесь широко представлены разнообразные ост роводужные комплексы, коллизионные и постколлизионные гранитоиды. Островодуж ные комплексы представлены вулканическими и осадочными породами энсиматиче ской островной дуги, крупных симаунтов (гайотов), преддугового и задугового бассей нов, а также габбро-диорит-тоналит-плагиогранитной ассоциацией пород повышенной основности, завершающей формирование Джидинской островодужной системы на ок раине Палеоазиатского океана [14]. Удино-Витимская островодужная система по па леомагнитным данным в начале кембрия имела (в древних координатах) субмеридио нальную ориентировку и располагались в приэкваториальной области [13]. По крупной правосторонней сдвиговой зоне она граничила с вышеописанной Джидинской систе мой, однако в отличие от последней имела обратную полярность и субдуцировала под Яблоново-Становой микроконтинент. Система включала преддуговый осадочный бас сейн, аккреционную призму с глубоководным желобом и собственно вулканическую дугу. В настоящее время сохранился только ряд фрагментов островодужной системы, которые образуют разного размера ксенолиты (провесы кровли) нижне среднепалеозойских осадочно-вулканогенных и субвулканических пород среди обшир ных полей верхнепалеозойских гранитоидов Ангаро-Витимского батолита. Выделяют ся следующие наиболее крупные (более 100 км2) фрагменты (террейны) Удино Витимской островодужной системы (с востока на запад): Еравнинский, Олдындинский, Кыджимитский, Мэлдэлгенский, Ямбуйский, Абагинский. Во фронтальной части Уди но-Витимской островодужной системы сформировался Забайкальский междуговый спрединговый океанический бассейн. Южной (в древних координатах) границей этого бассейна служила область шельфа и континентального склона пассивной континен тальной окраины Сибирского кратона, которая в свою очередь граничила с ранее сфор мированным Байкало-Патомским складчато-надвиговым поясом. Отложения шельфа и континентального склона в целом сходны с синхронными отложениями Сибирской платформы, отличаясь от них на порядок большей мощностью. В пределах океаниче ского бассейна они слагают отдельные изолированные прогибы и сохранившиеся от эрозии останцы, по-видимому, единого с чехлом платформы осадочного покрова. В пользу этого вывода свидетельствует сходство кембрийской фауны с фауной Сибир ской платформы. Необходимо отметить, что в пределах северо-западной части Забай кальского спредингового бассейна и коллажа террейнов Приольхонья и Восточного Прибайкалья всюду наблюдаются фрагменты островных дуг, океанических островов, базальтов срединно-океанических хребтов, глубоководных осадков. Все это говорит о том, что на раннекаледонском этапе развития Забайкалья, по-видимому, существовала целая система островных дуг, преддуговых и задуговых бассейнов различной зрелости, которая в последующем была уничтожена в результате интенсивных аккреционно коллизионных и постколлизионных процессов. В последнее время в этом районе выде лены фрагменты Ангинской и Таланчанской островных дуг [15].

В ордовике и силуре в исследуемом регионе произошла глобальная тектониче ская перестройка, выразившаяся в смене направления движения литосферных плит.

Сибирский континент, перемещаясь в северном направлении, практически прекратил вращательное движение. Смена направления движения океанических плит по отноше нию к островодужной системе привела к формированию левосторонних сдвиговых зон в структуре окраины континента. Формирование венд-кембрийских островных дуг Па леоазиатского океана завершилось мощными аккреционно-коллизионными процессами сжатия и скучивания сиалических масс в результате столкновения террейнов различной геодинамической природы. В итоге по всему складчатому обрамлению севера (в древ них координатах) Сибирского кратона возник пояс коллизионных структур, которые совместно с отложениями шельфа и континентального склона сформировали обшир ную континентальную окраину Палеоазиатского океана. На этой окраине активно фор мировались коллизионные гранитоиды. Гранитообразование охватило районы Хамар дабана, Джидинскую и Малханскую зоны, где уже давно установлены гранитоиды и метаморфиты ордовикского возраста. Широко они также распространены в Монголии и захватывают некоторые районы Северного Забайкалья, Станового нагорья и Приар гунского микроконтинента [3].

Металлогения раннепалеозойского этапа проявилась в основном в островных дугах. Удино-Витимская островодужная система, в отличие от неопротерозойских ост ровных дуг, специализирована больше на железорудное, колчеданное и колчеданно полиметаллическое оруденение, которое широко развито не только в Еравнинском ос танце пород островодужного комплекса, но и в Абагинском, Верхне-Курбинском, Кыджимитском реликтах вулканогенно-осадочных пород раннепалеозойского возраста.

Гематитовые и магнетит-гематитовые тела железорудных месторождений имеют со гласное залегание с вмещающими вулканогенными породами, в зонах воздействия гра нитоидов скарнированы и имеют существенно магнетитовый состав. В одном только Еравнинском останце известно более месторождений колчеданно полиметаллических, Fe-оксидных, Fe-Mn-карбонатных руд, которые могут быть отне сены к гидротермально-осадочным (собственно островодужным), гидротермально метасоматическим и скарновым. Золоторудная минерализация известна только на од ном месторождении (Назаровском) и является, по-видимому, более поздней по отно шению к основному колчеданно-полиметаллическому оруденению [16].

Металлогеническая специализация ордовик-силурийского этапа развития регио на до конца не ясна. С коллизионными гранитами ордовикского возраста в юго восточной части Восточного Саяна, возможно, сформировано крупное Коневинское зо лоторудное месторождение и другие проявления золото-медно-порфирового типа. От мечается золоторудная минерализация в Дархинтуйском гранитоидном массиве Джи динской зоны.

В среднем палеозое (девоне - раннем карбоне) увеличившийся в размерах Си бирский континент находился в северном полушарии. К этому времени Палеоазиатский океан трансформировался в океан Палеотетис [17]. По южной (в современных коорди натах) окраине Сибирского континента существовали следующие геодинамические об становки: 1) обширная Саяно-Байкальская активная континентальная окраина с рифто генным и коллизионным магматизмом, а также мелководным морским осадконакопле нием;

2) Хангай-Хэнтэй-Даурская система окраинно-континентальных спрединговых морей и окружающих их островных дуг Монголо-Охотского океанического бассейна;

3) Южно-Монгольская островодужно-океаническая система северной окраины Палео тетиса. В пределах Хангай-Хэнтэй-Даурской системы окраинно-континентальных спрединговых морей, в среднем палеозое образовался протяженный (свыше 2000 км) Монголо-Охотский океанический бассейн. Этот бассейн с юго-востока (в современных координатах) через систему островных дуг и задуговых морей примыкал непосредст венно к активной окраине Сибирского континента и по длине вполне был соизмерим с ее юго-восточной частью. По существу бассейн состоял из цепочки окраинных морей (Хангайское, Хэнтэйское, Даурское, Агинское, Ольдойское), разделенных поперечны ми поднятиями. Система окраинных морей была окружена энсиалическими островны ми дугами (Северо-Хангайская, Северо-Хэнтэйская, Северо-Агинская, Ононская и др.), в которых в течение девона, раннего и среднего карбона проявился интенсивный ост роводужный магматизм (в вулканической и интрузивной форме) и образовались заду говые мелководные морские бассейны с бореальной фауной [18]. Во внутренних частях окраинных спрединговых морей (Хэнтэйском, Даурском, Агинском и др.) происходило излияние толеитовых базальтов и внедрение тел диабазов, габбро-диабазов. В Агин ском прогибе обнаружены линзы серпентинитов. Базальты типа N-MORB обнаружены нами в Даурском и Агуца-Кыринском прогибах Восточного Забайкалья [19]. Базальта ми насыщены в основном низы девон-карбоновых разрезов окраинных морей, где они ассоциируют с яшмами и кремнисто-граувакковыми (турбидитовыми) отложениями.

Выше по разрезу базальты встречаются в меньшем количестве. Все это указывает на то, что обстановка растяжения была максимальной в начале девона, а затем затухала к концу карбона. Характерной особенностью развития внутренних частей окраинных мо рей является практическое отсутствие среднепалеозойских интрузий гранитоидов.



Pages:     | 1 |   ...   | 3 | 4 || 6 | 7 |   ...   | 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.