авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

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


Pages:     | 1 |   ...   | 4 | 5 || 7 | 8 |   ...   | 13 |

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

-- [ Страница 6 ] --

Отсутствие девонских гранитов в Забайкалье свидетельствует о том, что аккре ция островных дуг северной окраины Монголо-Охотского океанического бассейна к Сибирскому континенту произошла в более позднее время (в позднем палеозое). Это же определяет и отсутствие крупных месторождений в Забайкалье, сформированных в этот период. Что касается Хангай - Хэнтэй - Даурской системы, то она широко известна золоторудными месторождениями, образование которых, по-видимому, связывается с островодужным магаматизмом девон-карбонового возраста.

История геодинамического развития Забайкалья и сопредельных районов в позднем палеозое (среднем-позднем карбоне, перми) была обусловлена, так же как и в предыдущую эпоху, взаимодействием Сибирского кратона (континента) и Монголо Охотского океанического бассейна. Судя по палеомагнитным данным, формирование верхнепермских вулканогенных формаций расположенных севернее Монголо Охотской сутуры (алентуйская свита) и южнее этой сутуры (борзинская серия, белек туйская свита), происходило в разных палеоширотах (63,8є и 20,9є сш), что соответст вовало раскрытию океанического пространства шириной свыше 3500 км [20]. Развитие Монголо-Охотского спредингового океанического бассейна сопровождалось активны ми субдукционными процессами как с Сибирским континентом, так и с Аргунским, Центрально-Монгольским и Южно-Гобийским микроконтинентами. Активная окраина между Сибирским континентом и океаническим бассейном имела трансформный ха рактер [21]. Во фронтальной зоне активной окраины формировалась Береинская остро водужная система, в составе которой выделяется каменская толща дифференцирован ных вулканитов андезит-дацит-риолитового состава и плутонические образования пе ридотит-габбро-тоналитового состава. Все эти магматические породы характеризуются островодужными геохимическими параметрами [22]. Кроме Береинской островной ду ги, по вдоль активной окраины Сибирского континента широко проявились пермо карбоновые гранитоиды (олекминский и др. комплексы) субдукционного типа. В тылу активной окраины в течение позднего карбона, перми и раннего триаса сформировался протяженный (свыше 2000 км) Селенгино-Витимский (Монголо-Забайкальский) вулка но-плутонический пояс рифтогенного типа [13]. В результате формирования рифтоген ных структур Селенгино-Витимского вулкано-плутонического пояса произошло даль нейшее наращивание литосферы за счет мантийного и преобразованного корового ве щества, изостатически поднимающегося по зонам растяжения. При этом рифтогенез и сопровождающий его вулканизм были сосредоточены не только в узких тектонических зонах, а проявились также на огромных обрамляющих пространствах, где произошло формирование Ангаро-Витимского (320-290 млн. лет) и Хангайского (260-250 млн. лет) крупных гранитоидных батолитов [23]. На территории Восточного Забайкалья южнее спрединговой зоны Монголо-Охотского океанического бассейна также сформировалась активная континентальная окраина, где в пермо-карбоне образовалась Уртуйская ост ровная дуга, Борзинский преддуговой прогиб и пояс субдукционных гранитоидов по северо-восточной окраине Аргунского микроконтинента [24, 25].



Металлогеническая нагрузка этого этапа довольно обширна и определяется как широким развитием гранитоидов Ангаро-Витимского батолита карбона - перми, так и щелочными гранитами перми – триаса. Если глубоко сденудированные части батолита, как правило, безрудны, то многочисленные мелкие интрузии (апикальные части), имеющие этот же возраст (320 – 280 млн. лет ), обнажающиеся в пределах провесов кровли, часто оруденелые или контролируют золоторудное, молибденовое, оловяное и полиметаллическое оруденение, как правило, скарнового, кварцевожильного или пржилково-вкрапленного типов (Назаровское, Хортяковское, Доваткинское и др. ме сторождения). Со щелочными гранитами пространственно связано фтор-бериллиевое (Ермаковское, Ауник, Амандак) и некоторые типы молибденового оруденения [3].

В целом, верхнепалеозойский этап развития рассматриваемой территории при вел к частичному закрытию Монголо-Охотского океанического бассейна и смещению всех активных процессов на восток, в сторону Палеотихого океана (Палеопацифика).

Более поздняя, мезозойская, история геодинамического развития региона была связана уже со взаимодействием Сибирского континента с Палеопацификом и его за ливом - Монголо-Охотским океаническим бассейном. По складчатому обрамлению юга Сибирской платформы, на месте Монголо-Охотского пояса, в мезозое существовала сложная геодинамическая обстановка калифорнийского или монголо-охотского типа [2]. Она характеризовалась надвиганием Сибирского континента на структуры Монго ло-Охотского океанического бассейна, в результате чего оказалась перекрытой спре динговая зона этого бассейна, которая продолжала функционировать и обусловила об разование на окраине континента овальных зон “рассеянного” рифтогенеза и “распы ленного” вулканизма. Отличительной особенностью этого процесса явилось сочетание обстановок сжатия и растяжения, в результате чего здесь образовались многочислен ные вулканотектонические структуры, сложенные вулканитами дифференцированных (островодужных) и бимодальных (внутриплитных) серий, в ассоциации с редкоме талльными гранитоидами различной щелочности и кислотности. Только на территории Забайкалья выделяется более 200 рифтогенных впадин и других тектонических струк тур сложенных разнообразными вулканическими и осадочными комплексами.

С точки зрения связи геодинамики, магматизма и металлогении значительный интерес представляют реконструкции, выполненные в 70-е годы коллективом во главе с Л.П. Зоненшайном [26]. Они установили структурно-магматическую и металлогени ческую зональность вокруг “отмирающего” раннеюрского морского залива Монголо Охотского океанического бассейна, вдоль Монголо-Охотской сутуры. При этом пока зано, что формирование магматических пород и связанных с ними месторождений по лезных ископаемых, определяется положением и сложным взаимодействием конструк тивных и деструктивных границ литосферных плит. От раннего до позднего мезозоя формирование магматических комплексов мигрировало с запада на восток вслед за от ступающими морскими и океаническими бассейнами. Как уже указывалось выше, по добная обстановка близка к позднекайнозойскому этапу развития запада Северной Америки (калифорнийский тип). В непосредственной близости от морского залива с толеитовым магматизмом формируются гранитоидные батолитообразные массивы или вулканиты известково-щелочного ряда, образующие самостоятельный овальный ареал, замыкающийся в Монголии. С ним связаны золотые и полиметаллические проявления.





За зоной известково-щелочного магматизма развиваются рифтогенные грабеновые структуры и приуроченные к ним вулканиты шошонит-латитовой и бимодальной серий и комагматичные с ними гранитоиды. В этой зоне концентрируются главным образом редкометалльные проявления.

На региональном уровне структурно-металлогеническая зональность хорошо видна на схеме металлогенического районирования Читинской области [18]. Здесь от края Сибирской платформы (от Становой зоны разломов) в сторону Монголо Охотского складчатого пояса располагаются следующие главные металлогенические пояса: верхнепалеозойско-юрский редкометалльно-молибден-вольфрамовый, преиму щественно юрский молибден-золотой, юрский олово-вольфрам-редкометалльный, юр ский уран-золото-полиметаллический. Кроме того, главные металлогенические пояса Забайкалья сопровождаются флюоритовыми, урановыми, золото-серебряными, ртутно сурьмяными и другими рудными зонами преимущественно мелового возраста. Следует иметь в виду, что выявленная линейность металлогенических поясов на территории Читинской области вдоль Монголо-Охотской сутуры далее к юго-западу нарушается, где происходит замыкание поясов в виде зонально построенных ареалов.

В конце средней юры на территории Забайкалья кардинально изменился геоди намический режим в виду того, что произошло столкновение Сибирского и Северо Китайского континентов и закрытие Монголо-Охотского океанического бассейна. В ре зультате этих процессов прошли мощные коллизионные события, приведшие к струк турной перестройке региона, ликвидации океанических и субокеанических бассейнов, возникновению складчатости и внедрению многочисленных интрузий гранитоидов с коллизионными и островодужными геохимическими характеристиками. С коллизион ными событиями связаны процессы регионально-дислокационного и купольного мета морфизма и формирование метаморфогенных золото-кварцевых жил. Внедрение грани тоидов сопровождалось плутоногенным золото-кварцевым и золото-редкометалльно кварцевым, оловянным и вольфрамовым оруденением. При этом, как было показано [27], наибольшая концентрация рудных проявлений золота в Забайкалье приурочена к Монголо-Охотской сутуре и ее юго-западным ответвлениям: Онон-Туринской и Ага Балей-Борзинской. При этом значительные золоторудные обьекты находятся за преде лами сутуры (Вершино-Дарасунское поле, месторождения в междуречье Шилки и Олекмы) По нашему мнению, такой структурный контроль оруденения связан с дли тельным процессом формирования Монголо-Охотской сутуры, с ее аккреционно коллизионной и постаккреционной историей, когда месторождения, сформированные в другой геодинамической обстановке, на значительном удалении от современного по ложения сутурной зоны, в последующем были сюда перемещены и сконцентрированы, а затем преобразованы в золоторудные объекты.

Таким образом, металлогенический анализ, выполняемый в рамках узких интер валов геологического времени, позволяет выявлять металлогенетические зоны как по месторождениям и рудопроявлениям, так и по потенциально рудоносным магматическим породам. Определяя тип геодинамической обстановки формирования магматизма, мож но, по аналогии с другими регионами, сформированными в сходных геодинамических ус ловиях, предсказывать металлогеническую характеристику конкретной территории.

Список литературы 1. Критерии прогнозной оценки территорий на твердые полезные ископаемые / Под ред. Д.В. Рундкви ста. Л.: Недра, 1978. - 607 с.

2. Гордиенко И.В., Кузьмин М.И. Геодинамика и металлогения Монголо-Забайкальского региона // Гео логия и геофизика, 1999. т.40. № 11. - С. 1545-1562.

3. Гордиенко И.В., МироновА.Г. Геодинамическая и металлогеническая эволюция Забайкалья в позднем рифее-палеозое // Отечественная геология, 2008. № 3. - С. 46-57.

4. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Ковач В.П и др. Ранние стадии формирования Палеоазиатского океана:

результаты геохронологических, изотопных и геохимических исследований позднерифейских и венд кембрийских комплексов Центрально-Азиатского складчатого пояса // Докл. АН, 2006. т.410. № 5. - С.

657-662.

5. Метелкин Д.В., Верниковский В.А., Казанский А.Ю. Неопротерозойский этап эволюции Родинии в све те новых палеомагнитных данных по западной окраине Сибирского кратона // Геология и геофизика, 2007. т.48. № 1. - С. 42-59.

6. Булгатов А.Н., Гордиенко И.В. Террейны Байкальской горной области и размещение в их пределах ме сторождений золота // Геология рудных месторождений, 1999. т.4. № 3. - С. 230-240.

7. Гордиенко И.В., Булгатов А.Н., Ласточкин Н.И., Ситникова В.С. Состав, U-Pb изотопный возраст (SHRIMP-II) офиолитовой ассоциации Шаманской палеоспрединговой зоны и условия ее формирования (Северное Забайкалье) // Докл. АН, 2009. т.429. № 3. - С. 359-364.

8. Некрасов Г.Е., Родионов Н.В., Бережная Н.Г. и др. U-Pb возраст цирконов из плагиогранитных жил мигматизированных амфиболитов Шаманского хребта (Икат-Багдаринская зона, Витимское нагорье, За байкалье) // Докл АН, 2007. т. 412. № 5. - С. 661-664.

9. Цыганков А.А. Магматическая эволюция Байкало-Муйского вулкано-плутонического пояса в позднем докембрии. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2005. - 306 с.

10. Орсоев Д.А., Мехоношин А.С., Малышев А.В. Островодужные перидотит-габбровые комплексы Оль хонского террейна на примере Метешихинской группы массивов // Геодинамическая эволюция литосфе ры Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Материалы научного совещания.

Иркутск: Изд-во Института земной коры СО РАН, 2006. т.2. - С. 73-76.

11. Миронов А.Г., Жмодик С.М., Боровиков А.А., и др. Золото-сульфидное месторождение Каменное (Се верное Забайкалье, Россия) – представитель рифейского эпитермального золото-теллуридно-серебряного оруденения. // Геология рудных месторождений, 2004. т.46. №5. - С. 407-426.

12. Золото Бурятии. Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 2004. - 585 с.

13. Гордиенко И.В. Геодинамическая эволюция поздних байкалид и палеозоид складчатого обрамления юга Сибирской платформы // Геология и геофизика, 2006. т.47. № 1. - С. 53-70.

14. Гордиенко И.В., Филимонов А.В., Минина О.Р. и др. Джидинская островодужная система Палеоазиат ского океана: строение и основные этапы геодинамической эволюции в венде-палеозое // Геология и геофизика, 2007. т. 48. № 1. - С. 120-140.

15. Макрыгина В.А., Беличенко В.Г., Резницкий Л.З. Типы палеоостровных дуг и задуговых бассейнов се веро-восточной части Палеоазиатского океана (по геохимическим данным) // Геология и геофизика, 2007.

т.48. № 1. - С. 141-155.

16. Миронов А.Г., Жмодик С.М. Сравнительная металлогеническая характеристика островодужных этапов развития северной части Центрально-Азиатского подвижного пояса. // Материалы конференции «Текто ника и металлогения северной Циркум Пацифики и Восточной Азии». Хабаровск. 2007. - С. 497-499.

17. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.:

Недра, 1990. т.1. - 326 с., т.2. - 328 с.

18. Геологическое строение Читинской области: Объяс. зап. к геол. карте м-ба 1:500000 / К.К. Анашки на, К.С.Бутин, Ф.И. Еникеев и др. Чита. 1997. - 239 с.

19. Медведев А.Я., Булгатов А.Н., Горнова М.А. и др. Метавулканиты Кыранского блока (Восточное За байкалье) // Литосфера, 2007. № 1. - С. 138-146.

20. Kravchinsky V.A., Cogne J-P., Harbert W.P., Kuzmin M.I. Evolution of the Mongol-Okhotsk оcean as con strained by new paleomagmatic data from the Mongol-Okhotsk suture zone, Siberia // Geophys. J. Int., 2002.т.

148. - P. 34-57.

21. Парфенов Л.М., Попеко Л.И., Томуртогоо О. Проблемы тектоники Монголо-Охотского орогенного пояса // Тихоокеанская геология, 1999. № 5. - С. 24-43.

22. Дриль С.И., Кузьмин М.И. Геохимия пород Береинской палеоостровной дуги в центральном секторе Монголо-Охотского складчатого пояса // Докл. РАН, 1998. т. 360. № 2. - С. 241-245.

23. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И. Геодинамические обстановки формирования батолитов в Центрально Азиатском складчатом поясе // Геология и геофизика, 2003. т. 44. № 12. - С. 1305-1320.

24. Дриль С.И., Татаринов С.А., Казимировский М.Э. Вулканиты Уртуйской свиты Восточного Забайка лья – геохимические особенности и геодинамическое положение // Геодинамическая эволюция литосфе ры Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Материалы научного совещания.

Иркутск: Изд-во Института земной коры СО РАН, 2006. т.1. - С. 101-104.

25. Сорокин А.А., Кудряшов Н.М., Сорокин А.П. Фрагменты палеозойских активных окраин южного об рамления Монголо-Охотского пояса (на примере северо-восточной части Аргунского террейна, Приаму рье) // Докл. АН, 2002. Т. 387. № 3. - С. 382-386.

26. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Коваленко В.И. и др. Структурно-магматическая зональность и ме таллогения западной части Тихоокеанского пояса // Геотектоника, 1973. № 5. - С. 3-21.

27. Спиридонов А.М., Зорина Л.Д., Китаев Н.А. Золотоносные рудно-магматические системы Забайкалья.

Новосибирск: Академическое изд-во «Гео», 2006. - 291 с.

ГРАНИЦА АЛДАНО-СТАНОВОГО ЩИТА И БАЙКАЛЬСКОЙ ГОРНОЙ ОБЛАСТИ: МЕТАМОРФИЗМ И ДЕФОРМАЦИИ УСТЬ-ЦИПИНСКОЙ ТОЛЩИ НА ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЕ КАЛАРСКОГО БЛОКА Н.А. Доронина Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, dna48@mail.ru Восточная ветвь Байкало-Муйского вулкано-плутонического пояса ориентирована субмеридио нально. В зоне Станового разлома она граничит со структурами Западно-Алданского составного террей на по системе правых сдвигов [1, 2]. На юго-западном окончании этого террейна близ широтной Калар ской зоны тектонического меланжа при полевых исследованиях обнаружена обратная вергентность структур, соответствующая кинематическому типу левого сдвиго-взброса. Эти наблюдения соответст вуют сейсмологическим данным о северо-западном направлении оси сжатия в Байкальской рифтовой зо не. Причиной расчешуивания можно полагать торошение Алдано-Станового щита вдоль Станового раз лома.

Северной границей Монголо-Охотского складчатого пояса - буферной зоны ме жду Евразийской и Амурской литосферными плитами служат Становая разломная и Байкальская рифтовая зоны [3]. По сейсмологическим данным [там же, с. 60] кинема тический тип Становой разломной зоны отвечает левым взбросо-сдвигам. В восточной части области сочленения Тихоокеанского и Монголо-Охотского поясов вектор сжатия ориентирован на северо-восток. По данным ГСЗ северная граница Амурской плиты надвинута на Алдано-Становой щит [3];

ссылка в [4] на [5]. В Байкальской рифтовой зоне вектор сжатия ориентирован на северо-запад [6].

Цель работ – определение термобарометрических условий и направления транс порта вещества на юго-западном краю Каларского блока близ границы с Байкало Муйским поясом, в области действия «байкальского» вектора сжатия.

Участок исследований относится к Забайкальскому сейсмическому блоку бу ферной зоны [3], западному окончанию Станового (Каларского) разлома. В географи ческом отношении он соответствуют границе хребтов Бабанты и Южно-Муйского вдоль Витима (примерно 55є20' сш 116є вд). Объект исследования – геологические структуры юго-западной окраины Каларского блока Западно-Алданского составного террейна, приближенные к Каларской зоне тектонического меланжа (рис. 1А). Непо средственный контакт комплексов Алдано-Станового щита и Байкало-Муйского пояса перекрыт рыхлыми отложениями и нигде не наблюдался. На широте устья р. Ципы эта Рис. 1. А. Фрагмент схематической геологической карты Западно-Алданского составного террейна по [8] с дополнениями;

Б. Геологическая схема участка Усть-Ципинский А: 1 - Байкало-Патомский складчато-надвиговый пояс;

2 – курультинский комплекс;

3 – Каларская зона тектонического меланжа;

4 – раннепротерозойские сшивающие граниты;

5 – Шаманский массив ультра базитов;

6 - участок исследований.

Б: Пластины надвигов (7 – 9): 7 – нижняя, 8 – средняя, 9 – верхняя;

10 – границы поля обнажений;

11 – разломы установленные и предполагаемые;

12 - зоны бластомилонитов;

13 - границы надвиговых пла стин установленные и предполагаемые;

бергштрихи показывают наклон сместителя;

14 – сдвиги;

15 изостраты;

16 – элементы залегания: а – слоистости, б – осевых поверхностей складок;

17 - направление перемещения чешуй;

18 - точки наблюдений.

граница располагается на левобережье Витима, где теряется в поле палеозойских гра нитоидов. Геологическое строение пограничной области обусловлено взаимодействием фрагментов земной коры, имеющих разную геологическую историю. По современным представлениям [7;

8] присоединение Станового мегаблока к Алданскому и образова ние единого кратона произошло в конце палеопротерозоя (2.1-1.7 млрд. лет). Этому предшествовала последовательная широтная аккреция архейских блоков (террейнов), составляющих Алданский мегаблок;

к ним относится и Западно-Алданский террейн.

Внутри шовных зон, разделяющих блоки и имеющих надвиговую природу, коллизия сопровождалась формированием зон милонитизации, локальным метаморфизмом и гранитообразованием, а в прилегающих террейнах - синхронным гранулитовым мета морфизмом. «Сшивающими» разновозрастные и разнотипные блоки и пластины в За падно-Алданском террейне служили интрузивные граниты и пегматиты нормального ряда с возрастом 1.9-2.6 млрд. лет;

а в Каларской зоне тектонического меланжа – пег матиты и расслоенные габбро-гипербазитовые плутоны возраста 2.0-1.8 млрд. лет [7]. В фанерозое район исследований относился к восточной части Байкальской рифтовой зо ны, развивавшейся в условиях сжатия [7]. В палеозое (340-320;

310-280 млн лет) он стал ареной гранитоидного магматизма нормальной и повышенной щелочности (обзор в [9]), в мезозое (233-188 млн. лет) – рифтогенного щелочного гранитоидного магма тизма и бимодального вулканизма [10]. Можно полагать, что на западной окраине Ка ларского блока возможны надвиги, сдвиги, синхронные надвигообразованию грани тоиды и проявления фанерозойского магматизма. Условия сжатия здесь возникали не однократно.

Геологическое строение участка Каларский блок слагают образования курультинского гранулитового комплекса [7] или каларской серии [11]. В полосе наблюдений от устья Ципы на 10 км к северу по обоим бортам Витима обнажена метаморфическая (усть-ципинская по Смеловскому, 1966) толща, состоящая из эндербито- и чарнокито-гнейсов, пироксенсодержащих ме табазитов, гранат-биотитовых гнейсов, иногда с силлиманитом, кальцифиров. Грани тоиды и метабазиты чередуются в «разрезе» и образуют маломощные (от десятков сан тиметров до 3-4 м) секущие тела. Контрастные по минеральному составу дайки пегма титов, метабазитов при последующих складчатости и реоморфизме приобрели общую с вмещающими полосчатость. Наблюдаются мелкие куполообразные структуры.

На участке выделены 5 макроскопических разновидностей гранитоидов: гнейсо видные граниты грязно-серые биотит-гиперстеновые с полосами и будинами мелано кратовых пород и граниты светлые с сиреневатым кварцем биотитсодержащие и бес слюдяные;

пегматоидные граниты голубовато-серые грубокристаллические;

дайки ап литовых гранитов с письменной структурой;

дайки биотитовых сиенитов. Из мелано кратовых пород присутствуют основные кристаллические сланцы пироксен-амфибол биотит-полевошпатовые, маломощные массивные и агматитовые габбро, их милонити зированные разности. В зонках разломов северо-западного простирания встречены биотит-клинопироксеновые мраморы (кальцифиры) в виде единичных будинок длиной менее метра. Кристаллические породы толщи по классификации TAS образуют ряд от ультраосновных до кислых, с нормальной и повышенной общей щелочностью, от низко до высококалиевых с натриевым – натриево-калиевым типом щелочности (отношение молекулярных количеств K/(Na+K) 0.1-0.63). По степени мафичности наблюдаются разности от салических до ультрамафических. Нормативный состав пород отвечает по лям гранитов, сиенитов, монцонитов и монцодиоритов, в том числе кварцевых, щелоч нополевошпатовых и фельдшпатоидсодержащих.

Основные геологические структуры участка Метаморфическая толща «расчешуена»;

границы чешуй определяются по смене пород (хотя набор примерно одинаков) и характера деформаций. На уровне уреза воды закартировано 3 пластины (рис. 2Б). В составе н и ж н е й основные сланцы черные гнейсовидные и массивные чередуются с гнейсогранитами грязно-серыми мелкозерни стыми полосчатыми. Породы образуют сложную брахиантиклиналь северо-восточного простирания. С р е д н ю ю пластину слагают те же породы с некоторым преобладани ем табачно-серых гранитоидов, но для них характерны развороты простирания от СВ до С3 почти на 90є и близ устья ручья Каменного мелкие купола шириной до 10 м.

Пластина рассечена крутопадающей (азимут 120-130 угол 70є) субпараллельной руслу Витима зоной катаклаза мощностью около 300 м. В зонах милонитизации гранитоиды вмещают линзы, будины амфиболитов и пегматитов. Южнее зоны катаклаза в левом борту залегают две недеформированные дайки трахиандезитов мощностью 0.7 и 5 м с восточным падением под углами 35-75є. В е р х н я я пластина закартирована в правом борту Витима: в т.н. 6974/4 в разломном ложке обнажена подошва левого сдвиго взброса с субширотным падением (175-200є угол 68-58), зеркало скольжения запроки нуто на северо-запад;

южнее поверхность надвига субгоризонтальна. В «аллохтоне»

складки деформированы взбросом. Помимо гнейсовидных гранитоидов (преобладают), базитов и пегматитов присутствуют гранат-биотитовые с силлиманитом гнейсы (бла стомилониты) и единичные будинки кальцифиров, зажатые в разломных зонках. Юж нее в правом борту Витима обнажаются блоки слабее метаморфизованных пород:

Рис. 2. Сложная брахиантиклиналь, деформированная надвигом (А) и структурные диаграммы для нижней пластины в интервале обнажений 6967 – А (1 – 4): 1 – гнейсогранит Rud-Bt-Qu-2Px-2Fsp;

2 – гранит пегматоидный Qu-2Fsp;

3 – кристаллосланец 2px-Bt-Am-Ksp-Pl;

4 – оси мелких складок;

5 – шарниры;

Б - диаграмма полюсов гнейсовидности, изоли нии (%) 2.5 – 5 – 7.5 - 12.5 – 17.5 n = 40;

стрелки объединяют замеры, сделанные в пределах одного кры ла;

В – диаграмма шарниров (сплошные линии), изолинии 6 – 12 – 24 – 35 при n = 17 и полюсов осевых плоскостей (штриховые линии), изолинии 9 – 18 – 27, n = 11.

доломиты и известняки пелитоморфные с углеродистым веществом, сланцы карбонат полевошпат-кварц-астинолитовые, биотит-кварц-полевошпатовые с хлоритом и став ролитом, биотит-калишпат-кварц-мусковитовые, дайки порфировых риолитов и ба зальтов, но они не изучались.

Перемещение надвиговых чешуй происходило с юго-востока на северо-запад (300є) по типу левого сдвиго-взброса с поворотом против часовой стрелки по крайней мере на 18є. Пологие поверхности надвигов, а также более поздние крутопадающие разломы маркируются зонами высокотемпературных бластомилонитов. В отдельных блоках наблюдаются брахискладки северо-восточного простирания, «заутюженные»

поперечными надвигами с запрокидыванием ОП и образованием килевидных замков.

Примером может служить сложная брахиантиклиналь шириной около 1200 метров, об наженная в нижней пластине на левобережье Витима на пляже в 3 километрах севернее устья ручья Каменного, ее ядро наблюдалось в интервале т.н. 6967 – 6968 (рис. 1Б и 2).

Ось складки ундулирует в направлении юго-запад – северо-восток, кроме того она изо гнута левым взбросом: направление простирания меняется от 60 до 42є. Преобладаю щее падение гнейсовидности юго-восточное 145є угол 70є (20% n=40). Осевые поверх ности складок более высоких порядков образуют два максимума концентрации: СЗ 325є угол 80є и ЮВ 132є угол 70-80є (запрокидывание), оба 27% при n=11. Шарниры образуют два максимума: ЮЗ 204-214є угол 60є (41%) и СВ 50-65є угол 25 (12%) при n=17;

углы их погружения варьируют в пределах 25-75є. В ядре антиклинали в трещи нах отслоения по гнейсовидности и трещинах кливажа осевой плоскости располагают ся мелкие тела грубозернистых пегматоидных гранитов слабо катаклазированных, по видимому, синхронных надвигу. Брахискладка могла быть обусловлена становлением интрузии автохтонных гранитов, не обнаженной на поверхности, но деформация склад ки - следствие надвига.

Петрография Породообразующими минералами г н е й с о в и д н ы х г р а н и т о и д о в (по род среднего-кислого состава) служат ортопироксен, биотит, олигоклаз, кварц, калиш пат. Структуры пород аллотриоморфнозернистые, беспорядочно-разнозернистые, мирмекитовые, пертитовые;

в одном образце могут присутствовать пертиты различной формы: веретенообразные, линзовидные, квадратные. Текстура нечетко направленная.

В шлифах наблюдаются признаки повторного плавления пород с привносом вещества:

регенерация зерен плагиоклазов (при этом в свежих полевых шпатах сохраняются оп лавленные фрагменты пертитового калишпата и плагиоклаза с теневыми двойниковы ми структурами) и зерен циркона (регенерация 2-4 оплавленных фрагментов циркона в одно зерно);

цирконовые каймы вокруг изометричного рудного;

коррозия рудных зерен кварцем и плагиоклазом;

инъекции полевого шпата в пластинки биотита;

участками крайне неравномерное распределение гранобластового агрегата кварца, ксеноморфный кварц. Акцессорные минералы гранитоидов: циркон, магнетит, хроммагнетит, ильме нит, сульфиды (пирит, пирротин, халькопирит). В качестве вторичных по породе раз виваются иддингсит, кальцит, хлорит, мусковит, биотит-кварцевая, гастингсит биотитовая, биотит-плагиоклаз-кварц-титанитовая диабластика.

Основную массу м е т а б а з и т о в составляют биотит, амфибол, плагиоклаз;

реликтовые клино и ортопироксены. В мигматитовых амфиболитах лейкосома на 99% состоит из альбита;

меланосому составляют биотит и амфибол с ситовидной структу рой. Инъекции лейкократового материала происходили без реакционных явлений на контактах. Амфиболы гранулированы, насыщены пойкилитами кварца и олигоклаза. К вторичным образованиям относится актинолит-биотитовая диабластика, серицит кварцевый агрегат. Акцессорные минералы: монацит, апатит, титанит. Структура ос новных пород нематогранобластовая, ситовидная, гипидиоморфнозернистая, текстура направленная.

Г р а н а т - б и о т и т о в ы е г н е й с ы : к породообразующим минералам по мимо граната и биотита относятся полевые шпаты (олигоклаз, альбит, калишпат), кварц, иногда силлиманит. Гранаты содержат включения биотита, рудных, кварца.

Кайму корродированных гранатов составляют калишпат, биотит, силлиманит, зеленая шпинель, биотит-олигоклазовый симплектит. Шпинель занимает центральную часть призматических зерен силлиманита и встречается в виде скелетных форм в основной массе. Породы свежие, из вторичных присутствуют единичные зерна хлорита. Струк тура гнейсов лепидогранобластовая, порфирогранобластовая, келифитовая;

текстура катакластическая нечетко сланцеватая.

Породообразующие минералы и минеральные парагенезисы Породообразующие пироксены, гранаты, полевые шпаты практически азональ ны. Плагиоклазы обычно олигоклазы (№ 21-28), но наряду с олигоклазом, обладающим ретроградной зональностью, могут присутствовать проградно-зональные пертитовые калишпаты с альбитовой каймой, иногда все три полевых шпата одновременно (шл.

548/2). Ортопироксены – ферросилиты (35-45% энстатитовой молекулы). Гранаты пи роп-альмандинового состава, содержание пиропа не выше 30%, иногда сохраняют ре ликтовые ядра с повышенной магнезиальностью (шл. 6965/14 и 6974/7) - в таких случа ях зональность отчетливо регрессивная. Гроссуляра и спессартина в них 10%. По классификациям Д.А. Великославинского (1965), Н.В. Соболева (1970), Г.М. Друговой и В.А. Глебовицкого (1965) составы гранатов соответствуют амфиболитовой и эпидот Рис. 3. А: Положение биотитов в полях составов слюд серии флогопит – биотит (по У. Диру и др., 1966, т. 3, с. 72) Ann - аннит, Sid - сидерофиллит, Phl - флогопит, East – истонит. Б: Колебания химического состава био титов в зависимости от типов вмещающих пород (по Хайнриху, цитируется по Диру и др., 1966, т. З. с.

97). В: Соотношение TiO2 и железистости биотитов по фациям (по Друговой, Глебовицкому, 1965). Ова лы и стрелки объединяют составы биотитов из одного образца.

амфиболитовой фации, согласно диаграмме В.И. Кицула, уточненной В.В. Закрутки ным (1999) - полям эпидот-амфиболитовой и нерасчлененных гранулитовой амфиболитовой фаций. Амфиболы образуются как вторичные минералы: в гранитах в кайме ортопироксенов определены антофиллиты и Mg-гастингситы, в мигматитах по породам основного состава – актинолиты. Наиболее показательны для характеристики условий минералообразования биотиты, они присутствуют в большинстве образцов. По соотношениям Alsum (ф.е.) - Fe2/(Fe2+Mg) (рис. 3а) биотиты отчетливо разделились на две группы: в глиноземистых бластомилонитах (с силлиманитом) истонит сидерофиллиты (548/2, 6965/14, 6974/7), в гранитоидах – анниты. По соотношениям ф.е. (Fe3+Ti)-(Fe2+Mn)-Mg они соответствуют биотитам ультрабазитов, габбро и дио ритов (рис. 3б). На диаграмме TiO2 - Fe2/(Fe2+Mg) (рис. 3в) хорошо видна фациальная принадлежность биотитов и эволюция их состава в процессе преобразований пород (от истонитов включений в гранатах до сидерофиллитов основной массы и диабластиче ских биотит-полевошпатовых кайм). Большая часть биотитов отвечают полю гранули тов. Метаморфические парагенезисы приведены в таблице.

Предварительные расчеты ТР-параметров минералообразования проведены с использо ванием минеральных геобарометров и геотермометров. Для Opx-Gr-Pl-Bt-Qu±Mgt, Ilm парагенезиса с магнезиальностью гранатов выше 0.1 давление определялось пересече нием графиков Gr-Opx-Pl-Qu геобарометров [12;

13];

из возможных значений приняты наиболее низкие давления. Температуры рассчитаны с помощью Gr-Opx геотермометра [14]. С учетом регрессивной зональности гранатов по двум образцам гранитоидов (6961/16 и 6961/6) получены значения температур и давлений в интервале от 780є 6. кбар до 570є 3.8 кбар;

актинолит-биотитовый агрегат (обр. 6965/5) образовался при 370є 1.2 кбар [15]. ТР-параметры свидетельствует о регрессивном метаморфизме толщи в условиях от гранулитовой до амфиболитовой и (очень умеренно) зеленосланцевой фаций в пределах 780є 6.4 кб до 300 - 400є при давлениях менее 2 кбар (по схеме В.А.

Глебовицкого [16]), что в целом соответствует геотермическому градиенту 25є/км.

Таблица Метаморфические парагенезисы участка Усть-Ципинский Номера Паагенезисы Парагенезисы Порода проб наиболее высокотемпературные диафторические 6961/1 Гранит светлый Rud-Bt-2Fsp-Q Chl - Ser Гибридная порода Zr, Opx –Pl № 25-26 – Ksp-пертит - Qu (15 Mgt, Ilm, Ti – Pir – Pirr – Hpir 6961/ гранитного состава %) Bt Гранит Mgt – Sul – Opx – Bt - Pl № 22- Gr-Qu 780є Иддингсит, Cal 6961/ 6.4 кb - 670є - 6 кb гнейсовидный Гранитогнейс CrMgt– Sul – Gr – Opx - Qu (10 %) – Pl № Диабластика Qu -Pl - Ilm – Bt 6961/ 24-28 620є - 4.2 кb - 570є 3.8 кb разнозернистый и Bt - Am (Ant, Hast), Mus Гранитогнейс (базит Диабластика Act - 2Bt, Ser – Mon – Ap – Cpx – Qu - 1Bt – Pl № 25 – Ksp 6965/ мигматизированный) Qu 400-370є - 1.2 kb Кварц не найден 1) Gr-Bt-Opx 6965/14 Бластомилонит 2) CrSp+Sill - Ksp - Pl № 16- Бластомилонит CrSp - Sill - Rud - Qu (7 %) – Gr – Bt – Pl № 6974/7 Chl основной 24- Диорит Диабластика Bt - Pl № 3-5 + Ti - Qu (1 %) – Gr – Bt – Hbl – 548/ меланократовый Pl № 25-26 Ksp (пертит) Обсуждение Объекту исследований присущи черты зон тектонического меланжа, сопровож давшегося гранитообразованием: гранулиты и высокотемпературные бластомилониты умеренно повышенных давлений;

в коллаже участвуют блоки сланцев эпидот амфиболитовой фации. Преобразования гранулитов в исследованном блоке останови лись на высокотемпературной амфиболитовой фации, зеленосланцевых минералов ма ло (аналогичная картина наблюдается в Киндиканском блоке Южно-Муйской глыбы).

Причиной их сохранности может быть коллизия - стремительное выведение к поверх ности глубинных пород, а, возможно, более «молодой» возраст надвигов относительно северных структур Становой разломной зоны.

Тектоно-метаморфические процессы в районе исследований и Джугджуро Становой складчатой области едины. Полагают, что лево-сдвиговая направленность Станового разлома сформировалась на востоке региона из-за коллизии Амурской пли ты с Алдано-Становым щитом [3;

4]. В Байкальской рифтовой зоне в кайнозое левые сдвиги спровоцировали образование Байкальского рифта, фактически систему трещин отрыва, соответствующую северо-западной оси сжатия [6]. На востоке Алдано Станового щита сдвиго-надвиги расшифрованы с помощью сейсмологических данных, на юго-западной оконечности они подтвердились непосредственными геологическими наблюдениями. Причиной возникновения надвигов можно полагать торошение края Алданского щита в Становой разломной зоне после столкновения щита с Амурской плитой. Время формирования чешуйчатой структуры, по-видимому, близко одному из этапов коллизии Станового (Джугджуро-Становой складчатой области) и Алданского мегаблоков, предположительно отвечает интервалу средний триас – ранняя юра (238 – 188 млн. лет), а низкотемпературный диафторез происходил в раннем мелу (138 – млн. лет) [10, 17, 18].

Выводы Юго-западное окончание Каларского блока взброшено на складчатые образова ния Байкальской горной области. Деформации соответствуют северо-западной оси сжа тия. Эти наблюдения согласуются с интерпретацией сейсмологических данных [3] и схемой тектонического районирования [19]. Коллизия происходила при умеренно по вышенных давлениях и диафторезе гранулитовых пород.

Список литературы 1. Булгатов А.Н., Гордиенко И.В., Зайцев П.Ф., Турунхаев В.И. Геодинамическая карта Байкальского ре гиона и сопредельных территорий. М 1:2000000. Геологический институт СО РАН, 2003.

2. Булгатов А.Н., Клейменов Ю.А. Средневитимская покровно-складчатая дуга (северо-восточная часть Байкало-Муйского пояса) // Проблемы геологической и минерагенической корреляции в сопредельных территориях России, Китая и Монголии. – Чита, 2007. - С. 10–13.

3. Имаев В.С., Имаева Л.П., Козьмин Б.М., Николаев В.В., Семенов Р.М. Буферные сейсмогенные струк туры между Евразийской и Амурской литосферными плитами на юге Сибири // Тихоокеанская геология, 2003. Том 22, № 6, - C. 55-61.

4. Малышев Ю.Ф., Подгорный В.Я., Романовский Н.П. и др. Глубинное строение структур ограничения Амурской литосферной плиты // Тихоокеанская геология, 2007. Том 26, № 2, C. 3-17.

5. Тектоника, глубинное строение, металлогения области сочленения Центрально-Азиатского и Тихооке анского пояса. Объяснительная записка к тектонической карте масштаба 1:1500000. Владивосток – Хаба ровск: ИТиГ ДВО РАН. 2005.

6. Имаева Л.П., Имаев В.С., Маккей К.Г., Козьмин Б.М. Транспрессионные структуры восточного сег мента Алдано-Станового блока // Доклады Академии Наук, 2009, том 428, № 3, - C. 364-367.

7. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия). - М.: МАИК «Нау ка/Интерпериодика», 2001. - 571 с.

8. Розен О.М., Федоровский В.С. Гранитный анатексис в земной коре коллизионных систем: выплавле ние, накопление и извержение расплава (примеры кайнозойских, палеозойских и протерозойских колли зионных систем) // Проблемы глобальной геодинамики. Материалы теоретического семинара ОГГГГН РАН, 1999-2001 г. М., 2003.

9. Цыганков А.А., Матуков Д.И., Бережная Н.Г. и др. Субсинхронное формирование разнотипных грани тоидов, относимых к коллизионному, посторогенному и внутриплитному этапам развития подвижного пояса (Западное Забайкалье) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвиж ного пояса (от океана к континенту): Материалы совещания. – Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2005. Том 2, - C. 135-138.

10. Воронцов А.А., Ярмолюк В.В., Лыхин Д.А и др. Источники магматизма и геодинамика формирования раннемезозойской северо-Монгольской – Западно-Запайкальской рифтовой зоны // Петрология, 2007, том 15, № 1, - C. 37-60.

11. Глуховский М.З., Моралев В.М., Пузанов В.И. Тектоническая эволюция архейских эндербитовых ку полов Алданского щита // Геотектоника, 1998, № 5, - C. 32-45.

12. Авченко О.В., Кузнецова М.М. Минеральные геобарометры. Тихоокеанская геология, N.1, - C. 95–100, 1988.

13. Графчиков А.А., Фонарев В.И. Гранат – ортопироксен – плагиоклазовое равновесие и геобарометрия // Эксперимент-89, Москва: Наука, - C. 34–37, 1990.

14. Lee H.I., Ganguly J. Equilibrium compositions of coexisting garnet and orthopyroxene: experimental deter minations in the system FeO – MgO – Al2O3 – SiO2, and applications. J. Petrol., V. 29, N. 1, P. 93–113, 1988.

15. Мишкин М.А. Амфиболовый геотермобарометр для метабазитов // Доклады АН СССР. – 1990, т. 312, № 4. – С. 944–946.

16. Термо- и барометрия метаморфических пород. Л., «Наука»,1977. - 207 с.

17. Сальникова Е.Б., Ларин А.М., Котов А.Б. и др. Токско-алгоминский магматический комплекс Джугд журо-Становой складчатой области: возраст и геодинамическая обстановка формирования // Доклады Академии Наук, 2006, том 409, № 5, - C. 652-657.

18. Ларин А.М., Сальникова Е.Б., Котов А.Б. и др. Раннемеловой возраст регионального метаморфизма становой серии Джугджуро-Становой складчатой области: геодинамические следствия // Доклады Ака демии Наук, 2006, том 409, № 2, - C. 222-226.

19. Зорин Ю.А., Беличенко В.Г., Турутанов Е.Х. и др. Строение земной коры и геодинамика Байкальской складчатой области // Отечественная геология, 1997, № 10, - C. 37-44.

ГЕНЕТИЧЕСКИЕ СООТНОШЕНИЯ СРЕДНЕ-ВЕРХНЕЮРСКИХ ГРАНИТОИДОВ ШАХТАМИНСКОГО И КУКУЛЬБЕЙСКОГО РЕДКОМЕТАЛЛЬНЫХ РУДОНОСНЫХ КОМПЛЕКСОВ ЗАБАЙКАЛЬЯ В.Д. Козлов Институт геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН, Иркутск, kvd@igc.irk.ru Приводится петрохимическая и расширенная редкоэлементная характеристики массивов шахта минского комплекса Агинской тектонической зоны Забайкалья, сложенных роговообманково биотитовыми разновидностями монцодиоритов – гранодиоритов. Впервые установлена их изначальная обогащенность гранитофильными, включая рудогенные, редкими элементами и тем самым показаны не посредственные генетические связи интрузий шахтаминского (J2 – J3) и рудоносного редкометалльного гранит-лейкогранитного кукульбейского (J3) комплексов в отношении глубинных источников рудного вещества и металлогенической специализации. Благодаря свойству «несовместимости» гранитофильных элементов, их избыточное концентрирование по отношению к кларковому уровню в гранитоидах повы шенной основности шахтаминского комплекса существенно ниже по сравнению с редкометалльными гранитами и лейкогранитами кукульбейского комплекса, завершавшего постколлизионный магматизм.

Подтвержден вывод об отсутствии прямых генетических связей между петрохимическим составом гра нитоидов и их металлогенической специализацией и рудоносностью [24].

Введение Подавляющая часть интрузий шахтаминского и кукульбейского комплексов За байкалья распространены в пределах Агинской тектонической зоны, сложенной, пре имущественно, метаморфизованными песчано-сланцевыми породами. Согласно совре менному геодинамическому районированию Забайкалья, зона характеризуется высокой тектонической активностью и представляет Ононский островодужный террейн, огра ниченный с СЗ и ЮВ ветвями Монголо-Охотской сутуры [19, рис. 1, стр. 22]. В метал логеническом отношении Агинская зона известна как область наиболее широкого в ре гионе развития редкометалльного (Sn, W, Be, Li, Ta) пневматолито-гидротермального оруденения, пространственно и генетически связанного с небольшими (до 300 км2) массивами кукульбейского (J3) лейкогранитного комплекса [1, 2], интрудирующими вмещающие песчано-сланцевые, частью вулканогенные толщи с образованием куполь ных структур [9]. Оруденение локализуется как в лейкогранитах и пегматитах заклю чительных интрузивных фаз (ЗФ) кукульбейских интрузий, так и во вмещающих поро дах [16, 17].

На территории Агинской зоны распространены также небольшие интрузии шах таминского (J2 – J3) комплекса габбродиорит-монцодиорит-гранодиоритового состава, обычно пространственно разобщенные с гранит-лейкогранитными массивами кукуль бейского (рис.). Наиболее тесным пространственным сонахождением интрузий шахта минского и кукульбейского комплексов характеризуется Кукульбейский рудный район на востоке Агинской зоны, где расположен самымый крупный Соктуйский массив ку кульбейского комплекса, граниты главной фазы (ГФ) которого интрудируют Антий ский массив шахтаминского комплекса, а диориты ГФ Тургинского массива шахтамин ского комплекса прорываются телами амазонитовых Li-F гранитов ЗФ кукульбейского [1].

Некоторые массивы шахтаминского комплекса Агинской зоны сопровождаются молибденитовой и шеелитовой минерализацией (Будуланский массив, Уронайские мас сивы). В соседней, восточной Аргунской тектонической зоне Восточного Забайкалья с интрузиями шахтаминского комплекса связано промышленное молибденит-кварцевое оруденение, непосредственно ассоцирующее с поздними телами и дайками гранит порфиров и кварцевых порфиров (Шахтаминский рудный район).

В 70-е годы шахтаминский и кукульбейский комплексы относились к посторо генному внегеосинклинальному магматизму в зонах глубинных разломов, т.е. генети чески не связанному с орогенным пермо-триасовым батолитовым магматизмом регион (ундинский и кыринский комплексы, P – T – J2). В настоящее время в системе пред ставлений тектоники плит шахтаминский и кукульбейский комплексы рассматривают ся, как постколлизионные [19].

Согласно изохронным Rb/Sr определениям последнего десятилетия, возрасты биотитовых гранитов ГФ Орловского (Хангилайского) массива, Li-F амазонитовых Рис. Массивы шахтаминского монцодиорит-гранодиоритового (J2-J3) и кукульбейского (J3) гранит лейкогранитного рудоносного комплексов на территории Агинской тектонической зоны Восточ ного Забайкалья (с названиями массивов и их групп) 1 – массивы кукульбейского комплекса;

2 – массивы и группы массивов шахтаминского комплекса;

3 – массивы кондуйского гнейсогранит-гранитного комплекса (J3);

4 – массивы батолитовых гранодиорит гранитных комплексов: кыринского (T-J2) на западе и ундинского (P2-T) на востоке. Вмещающие поро ды: песчано-сланцевые (Т1) в западной половине территории рис., песчано-сланцевые и эффузивные ме таморфизованные (R), а также песчано-сланцевые с эффузивами (С1 - Р2) в восточной половине.

Цифры в квадратах – суммарные значения избыточных по отношению к кларковому уровню концентраций гранитофильных элементов в гранитоидах главной интрузивной фазы (ГФ) массивов, вы раженные в кларках концентрации (ИНК, для шахтаминского комплекса по данным табл. 2, для кукуль бейского – по [11, табл.2, с.49]).

гранитов Этыкинского и онгонитов ЗФ Ары-Булакского массивов кукульбейского ком плекса составляют соответственно 143, 143 и 142 млн. лет [4, 14], что соответствует нижнему мелу. В пределах восточной Аргунской зоны Забайкалья по данным локаль ного U-Pb метода возраст интрузий шахтаминского комплекса составляет 161,6, ку кульбейского – 142 млн. лет [22].

Массивы шахтаминского комплекса сложены роговообманково-биотитовыми разновидностями пород непостоянного, от габбродиоритов, монцодиоритов до грано нодиоритов, состава (табл.1), объединяемых в главную интрузивную фазу (ГФ).

Массивы кукульбейского комплекса в своей главной части представлены ис ключительно биотитовыми гранитами и лейкогранитами ГФ, по своей геохимической характеристике редкометалльными, т.е. обогащенными в разной степени относительно кларкового уровня гранитофильными летучими и редкими элементами (B, F,Li, Rb, Cs, Be, Sn, W, Mo, Ta, Pb, Th, U). Их концентрации резко возрастают в телах непосредст венно рудоносных мусковитовых и амазонитовых лейкогранитов ЗФ комплекса [9, 13].

Считалось, что интрузии кукульбейского комплекса представляют лейкогранитные дифференциаты глубинных палингенных гранитоидных магматических очагов. Но на Таблица Петрохимическая и редкоэлементная гранитофильная характеристики гранитоидов ГФ массивов шахтаминского комплекса Агинской зоны Забайкалья Монцодиориты, массивы Гранодиориты, массивы Компоненты – %, Улан-За- Куран- Будулан- Цасучей- Гошу- Тургин элементы – г/т Чалотский гатайский жинский ский ский новский ский SiO2 57,50 56,21 57,20 64,89 65,29 68,63 63, TiO2 1,12 0,99 1,09 0,57 0,47 0,43 0, Al2O3 16,10 15,15 16,22 15,42 16,44 15,73 15, Fe2O3 1,25 0,97 0,86 0,77 0,75 0,61 0, FeO 5,23 5,65 5,58 2,91 2,75 2,22 3, MnO 0,11 0,16 0,12 0,06 0,06 0,04 0, MgO 5,58 4,53 4,87 2,16 1,67 0,93 4, CaO 5,92 5,96 5,13 3,09 2,73 1,60 4, Na2O 3,80 4,20 3,63 4,17 4,20 4,03 3, К 2O 2,46 4,26 2,60 3,97 4,12 4,55 3, Р2O5 0,36 0,31 0,52 0,15 0,20 0,07 0, П.п.п. 0,86 1,17 0,45 0,65 0,78 0,61 0, 100,29 99.64 99,44 98,81 99,46 99,45 99, N 8 4 5 8 5 4 B 44 75 ~80 ~20 ~20 30 F 450 800 400 650 500 680 Li 35 87 26 35 22 37 Rb 105 220 118 140 152 190 Cs 6,4 45 5 6,5 5 8 Be 2,5 3,4 4,2 4 3,8 4,7 Sr 590 470 620 590 480 390 Ba 700 650 680 650 770 580 Sn 5,1 8,1 4,5 3 3,8 2,6 3, W ~1,2 4,1 ~3 3,1 1,7 4,3 3, Mo 1,2 5,5 1 6,2 2,3 7 Pb 25 16 16 20 22 20 Ta 1,0 1,0 1,7 1,7 0,9 2 0, Th 11 11 12,3 19 12 20 U 1,4 1,4 2,2 3 1,1 2,3 n 10 4 6 12 6 7 Аналитические данные получены в аналитических подразделениях Института геохимии им. А.П. Вино градова СО РАН. П.п.п. – потери при прокаливании;

– сумма;

N – число проб силикатного анализа;

n – число проб на редкие элементы;

прочерк – нет данных.

основании анализа редкоземельных спектров было показано [11], что повышенная ред кометалльность гранитов ГФ кукульбейских интрузий с процессом магматической дифференциации очагов гранитоидных расплавов не связана, и является их изначаль ной геохимической особенностью.

Учитывая давно установленную временную, а также в ряде случаев, пространст венную сближенность интрузий монцодиорит-гранодиоритового шахтаминского и гра нит-лейкогранитного кукукульбейского комплексов, вопросы генетических соотноше ний комплексов представляют значительный теоретический и практический интерес.

Сравнительная оценка уровней редкометалльности гранитоидов Обогащение гранитов редкими элементами по сравнению с другими типами из верженных пород количественно установлено в сводках кларковых концентраций хи мических элементов для главных типов изверженных пород земной коры [20, табл. 42, с. 87 – 88, табл. 44, с. 92 – 94]. Согласно этим данным, граниты по сравнению с разно видностями пород повышенной основности, обогащены B, F, Li, Rb, Cs, Be, Sn, W, Mo, Nb, Ta, Th, U. В геологической литературе эта группа элементов получила название гранитофильных, а также, несовместимых (некогерентных). Геохимическими исследо ваниями 50–70–х годов было показано, что среди гранитных интрузий геохимически Таблица Сравнительный состав гранитоидов ГФ массивов шахтаминского и кукульбейского комплексов Агинской зоны Забайкалья в элементных формулах и индексах концентрации (ИНК) гранито фильных элементов Массив Элементная формула ИНК Шахтаминский комплекс.

Монцодиориты, диориты, гранодиориты ГФ Улан- Cs4,6-Sn4,2-B3,1-Pb1,9-Th1,6-Li1,5-Be1,4-Ba1,3-Rb1,2-W1,2-Mo1,2-Ta1,2-Sr1 +11, Загатайский U0,7-F0, Сs32,1-Sn6,8-Mo5,5-B5,4-W4,1-Li3,6-Rb2,4-Be1,9-F1,6-Th1,6-Ta1,2-Pb1,2-Ba1, Куранжин- +55, ский U0,7-Sr0, Чалотский B5,7-Sn3,8-Cs3,6-W3-Be2,3-Ta2,1-Th1,8-Rb1,3-Ba1,3-Pb1,2-Li1,1-U1,1-Sr1- Mo1 +15, F0, Будуланский Mo6,2-Cs3-W2,2-Th2,1-Be2-B1,8-Sn1,8-Li1,4-Pb1,3-Sr1,3-Ba1,3-F1,2-Rb1,2-U1 +12, Ta0, Цасучейский Cs2,3-Mo2,3-Sn2,2-Be1,9-B1,8-Ba1,5-Pb1,5-Rb1,3-Th1,3-W1,2-Sr1,1 +5, Ta0,3-U0,4-F0,9-Li0, Гошунов- Mo7-Cs3,6-W3,1-B2,7-Be2,4-Th2,2-Rb1,6-Li1,5-Sn1,5-F1,3-Pb1,3-Ba1,2 +16, ский Ta0,6-U0,8-Sr0, Тургинский B8,6-Cs5,6-Th3-W2,5-Sn2,2-Be2-Pb1,9-Rb1,6-F1,5-Li1,4-Ba1,1 +19, Ta0,4-U0,8-Ba0, Кукульбейский комплекс. Граниты и лейкограниты редкометалльные ГФ, по [Козлов, 2009] Хангилай- Sn3,3-Cs3,2-Li3,1-W2,7-Pb2,6-Be2,2-U2,2-Th2,1-B1,9-Rb1,8-F1,1 +14, ский Ba0,4-Sr0,6-Mo0,5-Ta0, Саханайский Sn4,3-B3,9-Cs3,6-Li2,8-U3,6-W1,9-Be1,8-Th1,8-F1,6-Rb1,4-Pb1,2-Ta1 +16, Ba0,4-Sr0, Дурулгуев- Sn4,3-Mo4,2-Cs3,4-U3,2-Li3-Be2-Th1,6-B1,4-Rb1,4-Pb1,2- Ta1 +15, ский Ba0,4-Sr0,7-W0,7-F0, Седловский Sn2,1-B1,7-Th1,7-Mo1,5-Pb1,5-Li1,4-Be1,4-Cs1,3-F1,1-Rb1,1-U1,1 +3, Ba0,4-Ta0,4-W0,6-Sr0, Кангинский Sn4,6-Li4,1-Cs2,8-Mo2,5-Be2,2-Pb1,7-F1,3-Th1,3-B1,2-Rb1,2-U1,2-Sr1 +12, Ba0,3-W0,5-Ta0, Белухинский W7,8-Cs6,6-Li3,5-Be2,5-U2,5-Pb2,2-Sn2,1-Rb1,6-Th1,6-B1,4-F1,3-Mo1,2-Sr1 +21, Ta0,4-Ba0, Олдондин- Cs4-U2,5-Li2,4-Pb2,4-Be1,6-Th1,6-Sn1,5-B1,4-Rb1,4-Sr1,2-W1,1-F1 +9, ский Ta0,4-Ba0,6-Mo0, Примечание. Элементная формула – результат нормирования содержаний гранитофильных эле ментов в гранитоидах по их кларковым концентрациям. ИНК – индекс концентрации, фиксирует сум марный уровень избыточности (+) или дефицита (–) гранитофильных редких элементов по отношению к кларковому уровню в количествах кларков элементов: ИНКГРЭ=КК1+КК2+ КК3+... +ККn – n (т.е. минус n, где n - число гранитофильных элементов, участвующих в расчете ИНК, без негранитофильных Sr и Ba;

КК1...ККn – кларки концентрации соответствующих гранитофильных элементов [7]).

В связи с тем, что петрохимический состав отдельных массивов шахтаминского комплекса непостоянен и представлен серией пород от габбродиоритов до гранодиоритов (см. табл.1), нормирование при состав лении табл.2 по данным таблицы 1 было проведено по дифференцированной шкале кларковых концен траций гранитофильных редких элементов (см. вспомогательную табл.2а), специально составленной на основе кларковых сводок А.П. Виноградова, К.К. Таркяна – К. Ведеполя [20] и Л.Н. Овчинникова [18].

Кларковые концентрации в табл.2а вычислены как средние арифметические названных сводок, а кларки отдельно выделенных кварцевых диоритов приняты как промежуточные между диоритами и гранодио ритами.

Таблица 2а Породные Кларковые концентрации элементов, г/т группы SiO2% B F Li Rb Cs Be Sr Ba Sn W Mo Ta Pb Th U Габброиды 50,6 5 390 15 41 1 0,5 450 300 ~3 0,9 1,4 0,6 7 3,1 0, Диориты 56,8 14 500 24 90 1,4 1,8 600 530 1,2 1 1 0,8 13 7 Кв.диориты 61,7 13 530 25 100 1,8 2 500 530 1,6 1,3 1 1,8 14 9 2, Гранодиориты 66,9 11 540 25 120 2,2 2 440 500 1,7 1,4 1 3,2 15 9 Граниты 71,2 14 800 40 190 5 3,3 230 800 3 1,8 1,3 3,5 20 18 3, выделяются ограниченно распространенные, резко обогащенные названными гранито фильными элементами по отношению к карковому уровню в гранитах. Такие интрузии, сопровождающиеся редкометалльной минерализацией разной интенсивности, получи ли название редкометалльных [4, 13, 21]. Изучение интрузий редкометалльных грани тов показало, что уровни концентрации в них отдельных гранитофильных элементов могут изменяться в очень широких пределах. Объективное сопоставление этих уровней для разных элементов может быть осуществлено с помощью нормирования концентра ций гранитофильных элементов в гранитах конкретной интрузии по их кларковым кон центрациям и замены концентраций редких элементов их Кларками концентрации (В.И.Вернадский), фиксирующими степень избыточности (1) или недостаточности (1) элемента по отношению к его кларковому уровню. На основе кларков концентра ции может быть составлена элементная формула изученной разновидности гранитов;

суммарные избыточность (+) или дефицит кларков (–) оносительно кларкового уровня оцениваются индексом концентрации ИНК (см. табл. 2 и примечание к ней, также [7, с.

13-14]).

Очевидно, что для целей корректного сопоставления уровней редкометалльно сти интрузий кукульбейского комплекса (граниты-лейкограниты, SiO2 ~ 70–75%) и шахтаминского комплекса (габбро, монцодиориты, гранодиориты, SiO2 ~ 50–65%) должны применяться дифференцированные шкалы кларковых концентраций, к на стоящему времени имеющиеся в справочной литературе ([18], см. Примечание к табл.

2). Нормирование концентраций гранитофильных элементов в гранитоидах конкретных (рис.) массивов шахтаминского комплекса (табл. 1) проведено по Кларкам для соответ ствующих групп пород (монцодиоритов, кварцевых диоритов и гранодиоритов), ре зультаты нормирования и расчета ИНК приведены в верхней половине табл. 2. В ниж ней части таблицы приводятся результаты нормирования по гранитным кларкам кон центраций гранитофильных элементов в гранитах ГФ массивов кукульбйского ком плекса Агинской зоны, приведенных в [11, табл.1, колонки анализов №№ 2, 12, 17, 27, 28, 32, 33].

Полученные результаты совершенно однозначно фиксируют в разной степени повышенную гранитофильную редкометалльность всех интрузий шахтаминского комплекса Агинской зоны, как и кукульбейского, которая ниже кратко прокомментиро вана.

Наиболее важным результатом проведенного геохимического анализа массивов шахтаминского комплекса является установление их геохимической редкометалльной гранитофильной специализации. Поскольку редкометалльность шахтаминского ком плекса проявляется отчетливо только на кларковом уровне, это означает ее магмато генное происхождение, не связанное с какими либо наложенными, например гидротер мальными процессами. Таким образом, интрузии обоих сближенных в геологическом времени (J2 – J3) шахтаминского и кукульбейского комплексов Агинской зоны, являлись производными геохимически специализированных, обогащенных редкими гранитофильными элементами, магматических очагов.

Поскольку специализация проявлена в массивах разного, от габброидов до лей когранитов, состава, обогащение редкими гранитофильными элементами исходных магматических расплавов являлось их изначальной геохимической особенностью, неза висимой от процессов последующей магматической (кристаллизационной) дифферен циации расплавов и формирования их петрохимически различающихся производных.

По мнению автора, рассматриваемая особенность напрямую связана с особыми усло виями формирования постколлизионного (посторогенного) гранитоидного магматизма, телескопированные очаги расплавов которого формировались в зонах глубинных раз ломов под воздействием или при активном участии надкритических глубинных флюи дов, обогащенных гранитофильными летучими и рудогенными элементами [3, 7, 8, 9, 12, 23], что в целом соответствует модели формирования редкометалльных гранитов Ф.А. Летникова [15]. В частности, обогащенность летучими постоянно фиксируется повышенными содержаниями бора и фтора (табл. 2).

Необходимо отметить, что сходные значения ИНК в массивах шахтаминского и кукульбейского комплексов (рис.) означают не сходство суммы концентраций грани тофильных элементов, а сходный уровень избыточного концентрирования гранито фильных элементов в гранитоидах кукульбейского и шахтаминского комплексов отно сительно кларкового уровня, который для диоритов и гранодиоритов шахтаминского комплекса значительно ниже, чем для гранитов кукульбейского. Как следует из эле ментных формул гранитоидов ГФ массивов шахтаминского комплекса, в части из них отчетливо проявляется Mo-W геохимическая специализация, в планетарном отношении свойственная изверженным породам основного и среднего состава [10, табл.5.1, с. 125].

Гранитофильные редкие элементы относятся к «несовместимым» (incompatible) [6], чем подчеркивается их ограниченный изоморфизм в минеральных решетках поро дообразующих элементов. Благодаря этому наблюдается лишь очень умеренное возрас тание кларковых концентраций гранитофильных редких элементов в ряду пород от ультрабазитов, с минимальными кларками ([18]), к габброидам – диоритам – гранодио ритам и кончая гранитами, в которых, как конечных производных магматических оча гов, концентрации гранитофильных элементов максимальны (см. табл.2а). В геохими ческих типах редкометалльных гранитов [4, 21] концентрирование гранитофильных элементов может достигать сумм 100–120 кларков, избыточных по отношению к клар ковому уровню в гранитах. Такие разновидности редкометалльных гранитов, экстре мально обогащенные летучими бором и фтором, сопровождаются пневматолито гидротермальной (Li, Be, Ta, Sn, W) минерализацией разной интенсивности [7]. Как по казано выше, монцодиорит-гранодиоритовые магматические очаги шахтаминского комплекса были также изначально обогащены гранитофильными летучими и редкими элементами. Но благодаря свойству «несовместимости» этих элементов, обогащен ность ими разновидностей пород комплекса повышенной основности была значительно ниже по сравнению с гранитами и лейкогранитами кукульбейского комплекса.

Изложенные по гранитоидам шахтаминского комплекса подробные геохимиче ские данные подтверждают вывод [24] об отсутствии прямой генетической связи между петрохимическим составом гранитоидных интрузий и их редкометалльной специализа цией и рудоносностью. В частности, это иллюстрируется петрохимией массивов шах таминского комплекса, приведенной в табл.1. Исходя из петрохимических данных таб лицы, невозможны какие-либо заключения о генетических соотношениях интрузий шахтаминского и кукульбейского комплексов, кроме подтверждения резких петрохи мических различий между ними – первые представлены массивами пестрого, габбро диорит- монцодиорит-гранодиоритового состава, вторые – биотитовыми лейкограни тами. Невозможно было бы объяснить развитие с отдельными массивами шахтамин ского комплекса рудной Sn-W минерализации, кроме общего заключения о вероятной парагенетической связи. Причина становится очевидной, если учитывать уровни обо гащения гранитоидов гранитофильными элементами (Куранжинский массив, – ИНК +55,1, – вольфрамиовое рудопроявление).


Основные выводы 1. Впервые установлена изначальная обогащенность гранитоидных массивов шахта минского комплекса гранитофильными, включая рудогенные, редкими элементами и тем самым показано генетическое единство интрузий шахтаминского (J2 – J3) и рудо носного кукульбейского (J3) комплексов в отношении источников рудного вещества.

2. Установление однотипной редкометалльной гранитофильной специализации интру зий мезозойских комплексов Забайкалья габбродиорит-гранодиоритового и лейкогра нитного составов является главным аргументом в обосновании концепции формирова ния связанных с зонами глубинных разломов поздне-постколлизионных магматических очагов, изначально обогащенных летучими и некогерентными редкими элементами.

3. Подтвержден вывод об отсутствии прямых генетических связей между петрохимией гранитоидов и их геохимической специализацией и рудоносностью.

Работа выполнена при поддержке ФАНИ (проект НШ-3047.2008.5 и ГК№02.740.11.0324).

Список литературы 1. Геологическая карта Читинской области. Масштаб 1:500000 / Отв. редакторы И.Г.Рутштейн, Н.Н.Чабан. Чита: ГГУП «Читагеолсъемка», 1997.

2. Геологическое строение Читинской области: Объяснит. записка к Геологической карте м-ба 1:500000 / Отв. редакторы И.Г.Рутштейн, Н.Н.Чабан. Чита: ГГУП «Читагеолсъемка»,1997.- 239 с.

3. Геохимия мезозойских латитов Забайкалья / Таусон Л.В., Антипин В.С., Захаров М.Н., Зубков В.С.

Новосибирск: Наука,1984. – 215 с.

4. Коваленко В.И. Петрология и геохимия редкометалльных гранитоидов. Новосибирск: Наука, 1977. – 204 с.

5. Коваленко В.И., Костицин Ю.А., Ярмолюк В.В. и др. Источники магм и изотопная (Sr, Nd) эволюция редкометалльных Li-F гранитоидов // Петрология, 1999. Т.7. № 4. - С. 401-429.

6. Коваленко В.И. и др. Средние содержания несовместимых и летучих компонентов в деплетированной мантии и мантийных источниках океанических и континентальных внутриплитных магм // Проблемы геохимии эндогенных процессов и окружающей среды. Матер. конференции. Т.1. Иркутск: Институт геохимии им. А.П.Виноградова СО РАН, 2007.- С. 33-36.

7. Козлов В.Д. Геохимия и рудоносность гранитоидов редкометальных провинций. М.: Наука, 1985. – 304 c.

8. Козлов В.Д. Отражение особенностей геохимической эволюции варисского гранитоидного магматизма в металлогении Богемского массива // Геология рудных месторождений, 2000. Т.42. №5. - С. 459-475.

9. Козлов В.Д. Геолого-геохимическая очаговая структура и металлогения гранитных рудно магматических систем Восточного Забайкалья // Геология и геофизика, 2005. Т.46. № 5. - С. 486-503.

10. Козлов В.Д. Введение в геохимию. Иркутск: ГОУ ВПО «Иркутский государственный университет», 2007. - 220 с.

11. Козлов В.Д. Редкоземельные элементы как индикаторы источников рудного вещества, степени диф ференциации и рудоносности интрузий редкометалльныхгранитов (Восточное Забайкалье) // Геология и геофизика, 2009. Т.50. № 1. - С. 38-53.

12. Козлов В.Д., Ефремов С.В. Калиевые щелочные базальтоиды и вопросы геохимической специализации сопряженных с ними редкометалльных гранитов // Геология и геофизика, 1999. Т.40. № 7. - С. 989-1002.

13. Козлов В.Д., Свадковская Л.Н. Петрохимия, геохимия и рудоносность гранитоидов Центрального За байкалья. Новосибирск: Наука, 1977. – 251 с.

14. Костицын Ю.А. и др. Геохимические и изотопные свидетельства генетической общности биотитовых и Li-F гранитов на примере месторождений Спокойнинское, Орловка и Этыка (Восточное Забайкалье) // Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты. Тез. докл. I Российской конференции поизотопной геохронологии. М.: ГЕОС, 2000. - С. 185-188.

15. Летников Ф.А. Флюидный режим эндогенных процессов и проблемы рудогенеза // Геология и геофи зика, 2006. Т.47. № 12. - С. 1296-1307.

16. Месторождения Забайкалья. М.: Геоинформмарк, 1995. Т.1, кн.1. - 192 с.

17. Месторождения Забайкалья. М.: Геоинформмарк, 1995. Т.1, кн.2. - 244 с.

18. Овчинников Л.Н. Прикладная геохимия. М.: Недра, 1990. – 248 с.

19. Спиридонов А.М., Зорина Л.Д., Китаев Н.А. Золотоносные рудно-магматические системы Забайкалья.

Новосибирск: «ГЕО», 2006. – 291 с.

20. Справочник по геохимии / Г.В.Войткевич и др. М.: Недра, 1990. - 480 с.

21. Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитоидов. М.: Наука, 1977. – 279 с.

22. Шатков Г.А. О природе высокорадиоактивных гранитов и риолитов Керулено-Аргунского микро континента Центрально-Азиатского складчатого пояса // Геодинамическая эволюция литосферы Цен трально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту). Институт Земной коры СО РАН: 2009. С. 141-142.

23. Шеглов А.Д., Говоров И.Н. Нелинейная металлогения и глубины Земли. М.: Наука, 1985. - 324 с.

24. Kozlov V.D. Granitoids and Mineralization – Geochemical Criteria of Ore-bearing Potencial // Metallogeny of the Pacific Northwest: Tectonics, Magmatism and Metallogeny of Active Continental Margins. Vladivostok:

Dalnauka, 2004. - P. 224-227.

К ТЕКТОНИКЕ ПРИШИЛКИНСКОЙ ЗОНЫ С.А. Козлов ФГУГП "Читагеолсъемка", Чита, E-mail: pgi_geolog@mail.ru В рифей-раннепалеозойское время Пришилкинская зона по отношению к Монголо-Охотской и Алдано-Становой складчатым областям выступает как зона смятия, а в более поздние этапы геологиче ского развития, как шовная зона между разновозрастными складчатыми областями.

В комплексе исследований, связанных с поисками полезных ископаемых, ре шающая роль принадлежит анализу тектонических структур. Восточное Забайкалье яв ляется сложным складчатым сооружением, сформированным на протяжении ряда эпох складчатости и орогении. В составе рассматриваемого складчатого сооружения выде ляется Пришилкинская зона (рис.). Ранее в неё включали придолинную часть р.Шилка между Пришилкинским и Борщовочным хребтами [8, 18, 19 и многие др.].

Геологический материал [7, 16, 19] позволяет пересмотреть границы зоны.

Предлагаемые границы оконтуривают площадь водораздела между реками Ингода, Шилка, Ульдурга, Белый и Черный Урюм, а в северо-восточном окончании она охва тывает бассейн реки Амазар. Протяженность зоны с юго-запада на северо-восток со ставляет порядка 650-700 км, ширина от 75 до 110 км. По периметру она обрамлена хребтами – Борщовочным с юго-востока, Хорьковым (отрог Олёкминского Становика) и Тунгирским с северо-запада;

от Хилок-Витимского междуречья отделяется хребтом Черского, а Алдано-Ненюгинского – Чернышева. Хребты образуют бордюр по пери метру зоны. Она обладает понижением среднего значения абсолютных отметок вер шинной поверхности относительно обрамления на 300-400 м. Морфоструктура и рас положение зоны между сводовыми поднятиями позволяют рассматривать её в качестве мегадепрессии.

В геофизическом плане зона находится на границе Селенгино-Витимской грави тационной области отрицательных значений g и Агинско-Верхнеамурского гравита ционного максимума, содержащего в северной своей части Пришилкинский региональ ный максимум гравитационного поля с мозаично-линейной внутренней структурой.

Мощность земной коры, по геофизическим данным, составляет 36-40 км [13] и. на 5- км меньше окружающих структур.

С Алдано-Становой раннедокембрийской складчатой областью, являющейся ос нованием Сибирской платформы, Пришилкинская зона граничит по Урюмскому и Тун гирскому глубинным разломам [9, 13]. Юго-восточным ограничением структуры явля ются Ингодинский, Пришилкинский, Северо-Тукурингрский разломы Монголо Охотского линеамента [4], отчленяя её от средне-позднепалеозойской Монголо Охотской складчатой области. Торцовыми ограничениями зоны на северо-востоке яв ляется Джелтулакский разлом, на юго-западе – Нерчинский. Участие в строении геоло гических комплексов от раннего докембрия до неокома свидетельствует о её длитель ном геологическом развитии. Линейно-блоковая внутренняя структура обусловлена положением между складчатыми областями и глубинными разломами: Урюмо Тунгирским, Могоча-Бушулейским и Монголо-Охотским, которые являются неотъем лемыми элементами сочленения платформ и складчатых систем [4, 20].

Принадлежность зоны к какому либо из региональных структурно-тектонических так сонов Восточного Забайкалья до сего времени остается дискуссионной. Ряд исследова телей – В.И. Шульдинер и др. [21] по широкому развитию в её пределах раннедокем брийских образований, относили к области раннепротерозойскеой складчатости;

Н.С.

Шатский и др. [20] последокембрийской. При тектоническом районировании Восточ ного Забайкалья Н.С. Шатский, обосновавший байкальскую складчатость, границу между складчатыми областями проводил вдоль долин рек Белый и Черный Урюм. Тер риторию, расположенную севернее, он включал в состав эпибайкальской Сибирской платформы. Близких взглядов на районирование региона придерживался В.Н. Козерен ко [8]. По его мнению, широкое развитие крупных батолитообразных интрузий в пре делах зоны свидетельствует о превращении геосинклинальной системы в раннекале донскую складчатую область. М.С. Нагибина [15] рассматривала зону как переработан ное тектоникой основание Монголо-Охотского складчатого пояса. Е.М. Лейфман [11] изучая зону в междуречье Черный Урюм – Шилка, рассматривал её как "переходная", отмечая при этом её асимметричное строение. Позднее Е.А. Алекторова [1], также от мечавшая асимметричность зоны в междуречье Белый Урюм – Шилка, называет её "буферной". Несколько ранее, С.П. Смеловский [19] рассматривал северо-западную часть зоны в качестве области раннекаледонской складчатости, а прилегающую к ней с юго-востока – среднепалеозойской. Концепция развития рифея в обрамлении Сибир ской платформы [2, 3] в дальнейшем получила углубленное понимание и складчатые сооружения стали рассматриваться в качестве совокупности разновозрастных зон, сформировавшихся в ходе байкальского и раннекаледонского орогенных мегациклов [3].

С начала 90-х годов двадцатого столетия структурное районирование Восточно го Забайкалья пересматривается с позиции "новой глобальной тектоники". Согласно этим представлениям Пришилкинская зона "в составе террейна" аккретировала с Се ленгино-Становым микроконтинентом в рифее-венде [17]. Малхано-Становой и Аргун ский микроконтиненты испытали аккрецию в это же время [6]. Участие вулканогенно терригенных формаций позднего докембрия в геологическом строении южной части Малхано-Станового микроконтинента объсняется палеовулканической островной ду гой [14], юго-восточная часть площади которой полностью перекрывает северо западную часть Пришилкинской зоны.

Рассмотрим геологическое строение зоны в историко-геологическом аспекте с позиции геоблоков [10] и с участием процессов формирования прогибов в позднем до кембрии и раннем кембрии. Исходя из принимаемой концепции, Пришилкинская зона является межгеоблоковой, расположенной между Алдано-Становым геоблоком Сибир ского кратона и Аргунским массивом Амурского геоблока Северо-Китайского кратона.

Их обособление происходило на рубеже раннего и среднего протерозоя [5, 6]. В даль нейшем они проходили индивидуальный путь геологического развития, что подтвер ждается близостью внутренней структуры и образований комплексов оснований [21].

Не исключается, что последующее геологическое развитие Пришилкинской зоны отра жает события, связанные с особенностями геодинамического взаимодействия и соот ношения геоблоков. На формирование внутренней структуры Пришилкинской зоны значительное влияние оказывали события, связанные с позднебайкальской складчато стью, раннекаледонской орогенией и, в дальнейшем – позднепалеозойским палеориф тогенезом, мезозойской дейтероорогенной активизацией. Немалую роль в ее строении повлияли глубинные разломы Урюмо-Тунгирской, Могоча-Бушулейской и Монголо Охотской систем.

В строении Пришилкинской зоны участвуют структурные подразделения, разде ляемые на ярусы и этажи (структурные комплексы): раннедокембрийский (комплекс основания), байкальский (эпигеосинклинальный), раннекаледонский (орогенный), гер цинский (палеорифтогенный) и киммерийский (дейтероорогенной активизации), аль пийский (платформенный).

Раннедокембрийский этаж (комплекс основания) содержит два подэтажа: архей ский и раннепротерозойский.

Архейский подэтаж сложен гнейсово-кристаллосланцевой гранулитовой фации метаморфизма и габбровой формациями. Они участвуют в строении Могочинского и Амазарского краевых массивов [3], расположенных в северо-восточном секторе При шилкинской зоны, в северном крыле Нерча-Амазарского прогиба раннего протерозоя.

Западным ограничением массивов является Джилинда-Могочинская разломная зона надвигового типа, южным – Амазаро-Иендинский разлом, составляющим Могоча Бушулейской глубинной разломной системы. Геохронологическое изучение пород Мо гочинского массива поставили под сомнение принадлежность их к архейским образо ваниям. Тем не менее, несогласные структурные соотношения комплексов пород мас сива и раннепротерозойского структурного подэтажа прогиба позволяют рассматривать их как наиболее ранними относительно метаморфических образований Нерча Амазарского прогиба. Для архейского структурного подэтажа господствующим про стиранием складчатых структур является северо-западное до субмеридионального.

Следует указать, что северо-западное направление складчатых структур сохраняется и в Амазарском массиве. Пликативные структуры отличаются простотой строения, от сутствием складок высоких порядков, и представляют собой сопряженные структуры, опрокинутые к юго-западу, с устойчивым падением пород в восточных румбах под уг лами 15-30°. Роль образований габбровой формации ничтожна мала. Образования фор мации сохраняются в виде небольших линзующихся массивов, с тектоническими кон тактами, испытавшими интенсивный диафторез.

Раннепротерозойский (протогеосинклинальный комплекс) подэтаж сложен об разованиями гнейсово-амфиболит-кристаллосланцевой, габбровой, мигматит плагиогранитовой, мигматит-гранитовой формаций. Они формируют Нерча Амазарскую геосинклинальную зону, осложненную Пришилкинским гранито гнейсовым валом, прослеживающимся от р. Нерча до верховья р. Амазар. Вал ассимет ричного строения имеет северо-восточное простирание с кулисообразным расположе нием в нём куполов. Углы падения полосчатости и гнейсовидности пород в северных крыльях вала составляют 40-45°, южных – до 80-85°.

В строение комплекса северо-западного фланга зоны наблюдается периодичная повторяемость образований, характеризующихся близкими минералогическими, петро графическими и структурно-текстурными признаками, что создает ритмичное пакето образное их строение. В низах пакетов обнажаются калишпатизированные диоритоиды с постепенными переходами до субщелочных габбро. С ними ассоциируют линзовид ные и полосовидные реликты амфиболитов, амфиболсодержащих кристаллических сланцев, иногда перемежающихся с мраморами. Они формируют разномасштабные бу динаж-структуры с кулисовидным расположением осей зон разлинзования. Верхние части пакетов сложены гнейсовидными гранитоидами, содержащими незамещенные реликты разгнейсованных габброидов, кристаллических сланцев, меланократовых гра нито-гнейсов. Гранитоиды с ними имеют размытые контакты, типа теневых мигмати тов. Границы между пакетами устанавливаются по объемному преобладанию над гра нитоидами "субстра" базитового состава. Пакеты метапород погружаются в северных румбах, вероятно, с пологими углами, хотя в частных замерах полосчатость составляет углы 45-50°. Иногда породы метаморфических формаций вовлекаются в зоны линейной складчатости. Простирание осей складчатых зон совпадает с общим северо-восточным направлением директивного плана пакетированного комплекса пород. Складки чаще изоклинальные с амплитудой до 0,7 км и углами падения крыльев до 20-40°. На юго западном фланге Пришилкинской зоны простирание структур комплекса основания се веро-восточное. В междуречье Куэнга-Черная структура приобретает субширотное простирание. В интервале влияния Кара-Итакинской зоны интенсивной трещиновато сти северо-северо-восточного простирания образования комплекса основания приобре тает согласное с ней простирание и характеризуется широким развитием будинаж структур и зон разлинзования. На водоразделе рек Черный Урюм – Амазар она вновь приобретает широтный структурный рисунок.

Рифейский (байкальский эпигеосинклинальный) структурный этаж сложен тер ригенно-вулканогенной, карбонатно-вулканогенной, гранит-лейкогранитовой, молассо вой, с участием кристаллосланцевой формаций, граничит с краевой частью Алдано Станового геоблока. К юго-востоку от Могоча-Бушулейского разлома отложения тер ригенно-карбонатной и терригенной формации, сосредотачиваются в подножье геобло ка и северо-восточном фланге Аргунского массива. Абстрагируясь от современных границ структурно-формационных зон, в общем плане образования рифея формируют Урюмо-Газимурский прогиб. Северо-западный фланг прогиба развивался по эвгео синклинальному типу, юго-восточный – по миогеосинклинальному. Вероятно, из-за влияния Могоча-Бушулейского разлома, с которым связано поступление глубинных тепловых потоков, северо-западный фланг прогиба испытал полный цикл геосинкли нального развития с проявлениями магматизма и метаморфизма. Гранитоиды гранит лейкократовой формации относятся к синтектонической группе. Осадочно вулканогенные комплексы пород на северо-западном фланге прогиба в отдельных ин тервалах претерпели метаморфизм до образования микрогнейсов, тонкокристалличе ских сланцев, кварцито-гнейсов. В силу разобщенности выходов образований комплек са о генеральном плане структуры в целом судить затруднительно. Это так же ослож няется невыдержанностью состава и фациальной изменчивостью образований по лате рали. При реконструкции прогиба [16, 19, 7] устанавливается директивное субширот ное простирание осей ряда локальных пликативных структур, с запрокидыванием на юго-восток и амплитудой складок до 80-110 м (р. Букачача, р. Джелонда, р. Джилинда и др.) [9, 16, 19]. Крылья складок часто осложнены мелкими малоамплитудными дис гармоничными пликативными структурами. Степень дислоцированности отложений возрастает с приближением к зоне Урюмо-Тунгирского глубинного разлома. Гранитои ды слагают небольшие массивы, иногда приуроченные к ядрам ранних гранито гнейсовых валов, что позволяет полагать о формировании их в результате регенерации.

В интервалах, совмещенных с Пришилкинским разломом рифейские отложения фор мируют южные фланги аллохтона, надвинутого на образования раннепалеозойских комплексов, что наблюдалось на левобережье р. Шилка в районе п. Усть-Кары, п.

Шилкинского завода и горы Масляная. Амплитуда надвига составляет не менее первых километров. К северу от Пришилкинского разлома широко проявлены признаки дина мометаморфизма с развитием протяженных будинаж-структур. Структуры интенсивно шарьированы, представляя собой тектонические пакеты, приуроченные к разломам.

Системы малоамплитудных надвигов и зон сложной складчатости отмечались и на правобережье р. Шилка [7, 16, 19, 11]. Определяющим в разделении прогиба на само стоятельные структуры является Могоча-Бушулейский разлом, который существовал, по-видимому, до заложения Урюмо-Газимурского прогиба.



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