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:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 6 |
-- [ Страница 1 ] --

ПЛАНЕТА ЗЕМЛЯ:

АКТУАЛЬНЫЕ ВОПРОСЫ ГЕОЛОГИИ

ГЛАЗАМИ МОЛОДЫХ УЧЕНЫХ И СТУДЕНТОВ

Материалы российской конференции студентов,

аспирантов и молодых ученых,

посвященной «Году Планеты Земля»

Москва, 6-7 апреля 2009 г.

Том 1

Геология

Геология и геохимия горючих полезных ископаемых

Издательство Московского университета

2009

УДК 55

ББК 26

П37

Печатается по решению Ученого совета Геологического факультета МГУ имени М.В.Ломоносова Редколлегия:

А.В.Бовкун, В.О.Япаскурт, А.Ю.Бычков, С.К.Николаева, Т.А.Барабошкина, И.Ю.Григорьева, Л.Т.Роман, А.В.Лехов, М.А.Гончаров, Н.В.Лубнина, Б.В.Георгиевский, А.М.Никишин, В.И.Старостин, О.В.Крылов, Е.В.Соболева, М.Н.Щербакова, А.П.Ермаков, И.В.Лыгин, И.Н.Модин Оргкомитет конференции:

председатель – академик Д.Ю.Пущаровский, декан Геологического факультета МГУ, заместители председателя – профессор Е.А.Вознесенский, доцент Н.В.Лубнина, члены оргкомитета – М.С.Чернов, И.В.Лыгин, Р.В.Веселовский, Е.А.Волкова, Т.В.Кузнецова, П.Ю.Плечов, Е.И.Блюмкин Генеральный спонсор конференции – ExxonMobil Exploration Организатор конференции – Геологический факультет МГУ имени М.В. Ломоносова Планета Земля: актуальные вопросы геологии глазами молодых П37 ученых и студентов. Материалы российской конференции студентов, аспирантов и молодых ученых, посвященной «Году Планеты Земля», г.Москва, 6-7 апреля 2009 г., том 1. – М.: Изд-во МГУ, 2009. – 253 с.

ISBN 978-5-211-05704- Сборник материалов конференции включает доклады молодых специалистов в различных областях наук о Земле из академических, учебных и производственных организаций России, представленные на российской конференции студентов, аспирантов и молодых ученых, посвященной «Году Планеты Земля», проходившей 6-7 апреля 2009 года на Геологическом факультете МГУ имени М.В.Ломоносова, г.Москва. Большинство статей посвящено решению не только специальных проблем геологии, но также имеет общенаучное – прикладное и методологическое значение.

Сборник будет полезен широкому кругу студентов, аспирантов и научных работников геологических и смежных специальностей.

УДК ББК © Авторский коллектив, © Геологический факультет МГУ, © Короновский Н.В., рисунок на обложке, ISBN 978-5-211-05704- ГЕОЛОГИЯ ОБЗОР ЭНДОГЕННЫХ ПЛАТИНОИДНЫХ РУДНЫХ ФОРМАЦИЙ И ОПРЕДЕЛЕНИЕ ФОРМАЦИОННОЙ ПРИНАДЛЕЖНОСТИ ПРОЯВЛЕНИЙ МЕДНО-НИКЕЛЕВОЙ И ПЛАТИНОИДНОЙ МИНЕРАЛИЗАЦИИ В ПРЕДЕЛАХ СЕВЕРО-ТИМАНСКОЙ ПЛОЩАДИ Али Ариж Алиевна Геологический ф-т МГУ, Москва, arij_belochka@mail.ru Выделяемые эндогенные платиноидные рудные формации. Согласно существующим классификациям [1, 3], металлы платиновой группы (МПГ) могут быть связаны с различными типами коренных месторождений цветных и черных металлов: сульфидными медно-никелевыми, титаномагнетитовыми, хромитовыми. В пределах Северо-Тиманской площади можно ожидать проявления МПГ в связи с первыми двумя из них.





Наиболее важные в промышленном отношении сульфидные медно никелевые месторождения связаны со сравнительно ограниченным числом ультрамафит-мафитовых формаций, формировавшихся в течение архейского, раннепротерозойского и рифейско-фанерозойского этапов. Крупные месторождения приурочены к протяженным линейным прогибам (или рифтоподобным структурам), выполненными в основном мощными осадочно вулканогенными толщами.

Выделяемые в настоящее время рудные платиноидные (сульфидные и титаномагнетитовые) формации отражены в таблице.

Наиболее существенными чертами продуктивных рудно-магматических систем являются их пространственно-временная близость с рифтогенными структурами, в строении которых принимают участие мощные осадочно вулканогенные толщи пород основного состава, а также генетическая связь с формирующимися в бортовых или внутренних частях этих структур интрузивными массивами основных и ультраосновных пород. Характерной особенностью последних является проявление магматической расслоенности и локализация сингенетичных руд в приподошвенной части наиболее основных дифференциатов или в пограничной области ультрамафитовой и мафитовой расслоенных серий.

Таблица. Эндогенные рудные формации МПГ (по Д.А. Додину и др., 2001, 2003, 2004).

Содержание, г/т Установле Преобладающая ассоциац формаци ий МПГ в рудах Рудная Тип нные Тип геологическая Ni/Cu я месторождений месторож Pt Pd формация дения Трапповая Сульфидная платиноидно-медно Норильско (пикрит-габбро- К, С, М 0,1-58 0,2-2000 0,2–0, дулутский долеритовая) Плэтрифско- Перидотит-пироксенит – С, М 0,1-11,9 0,4-10, никелевая мончегорский габбро-норитовая Ортопироксенит Pt-Pd Еланский – С, М норит-долеритовая Шанучский Норит-кортландитовая – С, М Дунит-перидотит Мамонско габбро-норитовая, – С, М печенгский габбро-верлитовая Перидотит-пироксенит Ловноозерский габбро-анортозит- – – норитовая Дунит-гарцбургитовая Малосульфидная платинометальная Аллареченский – – железистая Сульфидоносных Австралийский коматиитов и их – – кумулатов Pt-Pd Перидотит-пироксенит Стиллуотерски габбро-анортозит й (федорово- К, С, М норитовая, дунит панский) троктолит-габбровая Трапповая Верхнеталнахс (пикрит-габбро- К, С, М 0,2-12 0,2-64 0, -кий долеритовая) Троктолит Rh Скаергаардски феррогаббро- – – Au й долеритовая Pt-Pd МПГ Анортозиовая, габбро Джугджурский – – титано-магнетитовая Платиносодержащая анортозитовая * Качканарский Дунит- – С, М Pt клинопироксенит Волковский – С, М Cu габбровая Pt-Pd Пудожгорский Габбро-долеритовая К, С, М 0,23-0,51 0,59-1,11 0,1–0, Палаборский Au Ийолит-карбнатитовая – – (ковдорский) Pt-Pd *– комплексность, неустойчивость или отсутствие ярко выраженной специализации на определенные платиновые металлы;





К – крупные, С – средние, М – мелкие В некоторых случаях устанавливается связь рудной минерализации с относительно слабо дифференцированными телами габбро-долеритов (пикрит габбро-долеритовая и габбро-долеритовая формации). С первой из названных магматических формаций связываются уникальные мезозойские месторождения Норильского района, со второй платиносодержащие месторождения пудожгорского [1] типа, а также месторождения Кусинско-Копанской группы массивов, условно относимые [2] к бушвельдскому типу. Именно эти типы рассматриваются в качестве конкурирующих гипотез при определении возможной формационной принадлежности оруденения Северо-Тиманской площади.

Закономерности локализации рудной минерализации могут быть сформулированы на основе анализа геологического строения площади, определения формационной принадлежности интрузивных и рудных образований.

Представления о формационной принадлежности развитых на площади работ интрузивных образований, основанные на анализе геохимических данных, заключаются в выделении двух формаций, генетически связанных с плавлением разноглубинных горизонтов мантии в процессе рифтогенеза на пассивной континентальной окраине: более древней габбро-долеритовой и относительно молодой габбро-сиенитовой, сформировавшихся в течение байкальского тектоно-магматического цикла.

Как указывалось выше, основными конкурирующими гипотезами является принадлежность рудных образований района к сульфидному платинометальному или платиносодержащему титаномагнетитовому типам.

Ярким представителем первого из них является уникальное Талнахское месторождение из Норильской группы месторождений, в качестве примера второго может рассматриваться недостаточно изученная Кусинско-Копанская группа месторождений [4].

С Норильской группой месторождений проявления Северо-Тиманской площади сближают представления о мантийном источнике и рифтогенной обстановке формирования габброидов, и обеднение магматитов халькофильными элементами. Другие характеристики эталонного объекта свидетельствуют, скорее, о существенном отличии его от исследуемых проявлений. К отличиям относятся общее тектоническое положение, возраст продуктивного магматизма и особенности состава основной массы продуктивных магматических пород. Формирование норильских интрузивных рудоносных тел происходило в платформенных условиях при обилии седиментогенной серы в сульфатоносных толщах осадочного чехла, и сопровождалось накоплением мощных вулканогенных толщ. В минеральном и химическом составах норильских долеритов проявлена пикритовая тенденция;

состав руд (Ni/Cu=0,5–1) отличается от состава сульфидных ассоциаций Северо Тиманской площади (Ni/Cu=1,8–6,2).

Тектоническое положение габбро-долеритовой формации Северного Тимана может быть сопоставлено с раннетриасовыми габбро-долеритами, интрудирующими пермско-триасовые шельфовые отложения на Чукотке (Билибинский, Чаунский районы), однако с этими образованиями не связываются известные медно-никелевые или титаномагнетитовые месторождения. Из числа более древних объектов, имеющих близкие обстановку и возраст формирования, можно отметить рифейские проявления и месторождения западного склона Урала.

Таким образом, рассмотрение особенностей геологического строения Северо-Тиманской площади позволяет предполагать, что основным ожидаемым типом оруденения для Камешкинского участка является платиносодержащий титаномагнетитовый, сопровождающийся сульфидной медно-никелевой минерализацией. Для габбро-долеритов Бугрово-Васькинского участка, с определнной степенью вероятности, можно предположить наличие ликвационных сульфидных медно-никелевых руд в невскрытых базитовых интрузиях.

Литература:

Опубликованная 1. Додин Д.А. Металлогения платиноидов крупных регионов России.М.:

ЗАО «Геоинформмарк», 2. Додин Д.А., Ланда Э.А, Лазаренков В.Г. Платинометальные месторождения мира. Том II. Платиноседращие хромитовые и титаномагнетитовые месторождения. М.: «Геоинформмарк», 2003, 409 с 3. Додин Д.А., Додина Т.С., Дюжиков О.А. Норильско-Талнахский рудный гигант //Платина России, М.: ООО «Геоинформмарк», 2004 с.96- 4. Магматические формации СССР. Т1, 2. Ленинград. Недра, Фондовая 1. Антаневич В.Ф., Плотников В.М., Лесков П.В. Геологическое строение и полезные ископаемые Северного Тимана. Отчет Северо-Тиманской партии о результатах геологического доизучения ранее заснятых площадей масштаба 1:200 000 и геолого-минералогического картирования масштаба 1:200 000, проведенных в 1989-1996 гг. на Северном Тимане.

Пос. Искателей, 1996, 441 с УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ И УГЛЕВОДОРОДНАЯ ПРОДУКТИВНОСТЬ ПОКУРСКИХ ОТЛОЖЕНИЙ РУССКО ЧАСЕЛЬСКОГО МЕГАВАЛА Бербенев Максим Олегович (1), Мятчин Олег Михайлович (2) (1) ООО «Геофизические системы данных», Москва, Россия, maxi_nv@inbox.ru (2) Московский государственный университет имени М.В.Ломоносова, геологический факультет, Москва, Россия В пределах Русско-Часельского мегавала целевым объектом для изучения являлись терригенные отложения покурской свиты баррем-апт-альбского возраста, в которых бурением открыто несколько газоконденсатных залежей.

Эти залежи характеризуются сложным геологическим строением, обусловленным резкой литологической изменчивостью продуктивных отложений, предопределенной особенностями их накопления.

Для реконструкции условий седиментации осадков покурской свиты был выполнен литолого-фациальный анализ, позволивший выделить в составе изученных толщ несколько фациальных комплексов дельтовой и аллювиальной равнин (рис. 1). В разрезе они последовательно сменяют друг друга, отражая цикличность процессов осадконакопления [3]. Фациальная диагностика обломочных пород осуществлялась на основе макро- и микроскопического изучения каменного материала, анализа формы кривых электрического и радиоактивного каротажа [1], а также данных о характере распространения песчаников по площади.

Базовой моделью формирования меловых прибрежно-морских и субконтинентальных песчано-глинистых осадков была принята геоморфологическая модель Рейнека и Сингха [2], иллюстрирующая распределение осадков на побережьях дельтового типа.

Обоснованием особенностей пространственного распространения и прогноза зон наиболее вероятного скопления песчаных тел, которые являются ловушками для УВ, явилось проведение литолого-фациального районирования изучаемой территории, в основу которого легла следующая информация:

долевое участие в структуре пласта выделенных фаций и их генетически взаимосвязанных комплексов;

характер изменения толщин пласта и коэффициентов песчанистости;

результаты динамического анализа волнового поля.

В качестве последнего показателя были выбраны временные сечения по кубу псевдоакустических импедансов.

Как показал анализ, наиболее оптимальные соотношения коллекторов и покрышек характерны для осадочного комплекса аллювиальных равнин.

Это обусловлено тем, что песчаные пласты-коллекторы, представляющие собой отложения русловых отмелей, хотя и развиты на изучаемом участке локально, встречаются в парагенезе с пойменными глинами, выполняющими роль флюидоупоров.

В то же время более мощные и пространственно выдержанные песчаные пласты, приуроченные к дельтовому осадочному комплексу, таких глинистых прослоев практически не содержат. Это объясняется главным образом проградационным (регрессивным) развитием бассейна осадконакопления изучаемого района, определившим отсутствие продельтовых глинистых пачек в разрезе (рис. 2). Разработанная модель подтверждена результатами гидродинамических испытаний скважин.

Литература:

1. Муромцев В.С. Электрометрическая геология песчаных тел литологических ловушек нефти и газа. Л.: Недра, 1984. 260 с.

2. Рейнек Г.Э., Сингх И.Б. Обстановки терригенного осадконакопления. М.:

Недра, 1981.

3. Селли Р.Ч. Древние обстановки осадконакопления. М.: Недра, 1989.

РАЗРАБОТКА АЛГОРИТМА АВТОМАТИЗАЦИИ ПОСТРОЕНИЯ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ РАЗРЕЗОВ Боцюн Светлана Борисовна Геологический ф-т МГУ, Москва, cla_ire@mail.ru Основой для изучения геологии любого региона является геологическая карта. Одним из основных элементов работы с геологической картой является построение геологических разрезов. Путем построения множества геологических разрезов можно получить трехмерную структуру геологической среды района карты, что является важной задачей в настоящее время, так как наличие трехмерной геоинформационной модели любой территории позволит решать прогнозные задачи не в двух-, а трхмерном пространстве. Построение разреза с помощью карандаша и бумаги занимает от нескольких минут до нескольких часов. Таким образом, получение трехмерной геологической структуры без привлечения современных компьютерных технологий крайне трудоемко. В связи с этим встает задача разработки программного обеспечения, позволяющего автоматизировать данный процесс.

Целью данной работы являлась разработка алгоритма автоматизации построения геологических разрезов. Отладка разработанных подходов решения данной проблемы производилась на схематических геологических картах (учебные карты из «Атласа геологических и бланковых карт» под редакцией Москвина) с целью дальнейшего применения полученных алгоритмов для реальных геологических карт.

Для достижения данной цели были поставлены следующие задачи:

перевод растровых карт (в формате *.bmp) в векторный вид, производившийся с использованием векторизаторов MapEdit5.0 и Section2d (разработка кафедры региональной геологии и истории Земли);

написание скриптов для преобразования shp-файлов и txt-файлов, являющихся выходными для векторизаторов, в текстовый формат, поддерживаемый разработанной программой;

собственно написание компьютерной программы Section в среде C++Builder5, реализующей разработанные алгоритмы;

построение трехмерной модели на базе выходных данных программы Section в программе ESRI®ArcScene8.3.

Разработанная программа Section позволяет строить геологические разрезы, обрабатывая как случай простейшего моноклинального залегания пластов, так и складчатые формы, а также допускает наличие на карте разрывных нарушений. Исходными данными для программы являются текстовые файлы, в которых содержатся векторные координаты изолиний рельефа, геологических границ, геологических тел и разрывных нарушений. При загрузке выбранного пользователем пакета файлов на экране отображается карта. Заливка геологических тел производится в соответствии с цветами, заданными в эталонной базе изобразительных средств госгеолкарты- формате RGB. Линия разреза выбирается в интерактивном режиме с помощью мыши. В соседнем окне по нажатию соответствующей кнопки строится геологический разрез по выбранной линии. Рабочее окно программы показано на рис.1.

Алгоритм построения разреза для моноклинальной структуры заключается в следующем. Для каждой геологической границы выполняется поиск точек пересечения с изолиниями рельефа (координаты этих точек в трехмерном пространстве записываются в соответствующие выходные txt файлы). По данным точкам методом наименьших квадратов производится поиск параметров плоскостей, соответствующих геологическим границам.

Аппроксимация геологических границ плоскостями в данном случае допустима, так как на используемых для отладки схематических картах геологические тела и их взаимоотношения показаны в геометрически простых формах. Следует отметить, что предельные случаи (вертикальное и горизонтальное залегание пластов) обрабатываются отдельно.

Важно, что изолинии рельефа, используемые при построении разреза, проведены несколько чаще, чем на исходных растровых картах. Это сделано для того, чтобы иметь большее количество точек для статистической обработки.

Учащение изолиний производилось в программах Surfer8 и ESRI®ArcMap8.3 с помощью встроенных статистических алгоритмов.

При отображении рельефа на геологическом разрезе между точками пересечения линии разреза и изолиниями рельефа используется интерполяция кубическим сплайном.

Обработка наличия в структуре разрывных нарушений производится путем расчета для каждого горизонта отдельных поверхностей по разные стороны от разломов, т.е. карта разбивается на отдельные области, ограниченные разломами и рамкой карты, и статистическая обработка в каждой такой области ведется независимо. Если в пределах такой области на поверхность какая-либо геологическая граница не выходит, то она отстраивается исходя из условия сохранения мощности слоев по разные стороны от разломов (рис.2).

Складчатые формы отстраиваются с использованием аналогичного метода. Разница заключается в только том, что в данном случае выделение независимых областей производится не по разрывным нарушениям, а по осям складок. Поиск положения осей складок может производиться как в ручном, так и в автоматическом режимах.

Выходными данными программы Section являются набор файлов в формате *.grd, содержащих информацию о рассчитанных поверхностях геологических границ. Набор этих поверхностей вместе с поверхностью рельефа может быть визуализирован в трехмерном виде в программе ESRI®ArcScene8.3, после проведения некоторых преобразований и конвертаций исходных файлов (рис.3).

Дополнительной возможностью разработанного программного обеспечения является построение геологических карт из заданных структурных поверхностей и рельефа, изменяемого пользователем в интерактивном режиме.

Т.е. можно увидеть, как изменение рельефа может влиять на внешний вид геологической карты.

Таким образом, программа Section позволяет не только строить разрезы и получать выходные данные для построения трехмерных моделей по схематическим геологическим картам, но и генерировать новые карты, а также устранять некоторые неточности в существующих.

Полученные в рамках данной работы алгоритмы построения геологических разрезов были применены к реальной геологической структуре. В качестве таковой была выбрана карта Крымского полигона.

Рис.1. Рабочее окно программы Section.

Рис.2. Пример построения разреза для структуры, осложненной разрывным нарушением.

Итогом проделанной работы явилась разработка программного обеспечения для автоматизации построения геологических разрезов.

Произведена отладка предложенных алгоритмов на схематических картах, а также успешное их применение на реальных структурах. Требуется продолжение работы в данной области с целью получения усовершенствованных алгоритмов, которые будут позволять обрабатывать более сложные геологические структуры.

Рис.3. Трехмерная структура геологической среды, построенная по данным программы Section.

Литература:

Белоусов В.В. Структурная геология. Изд.3-е.-М.:Изд-во Моск. Ун-та, 1.

248с., с ил Атлас схематических и бланковых карт. Под ред. Москвина М.М.. М: Изд-во 2.

Моск. Ун-та, 1976. 47с.

3. www.crg.spb.ru 4. http://geo.web.ru/sbmg/geolok/article2.htm 5. http://www.geol.msu.ru/iop-msu/10B3/3D.htm ДЕВОНСКИЕ ВУЛКАНИТЫ И ОЛИСТОСТРОМЫ В СИСТЕМЕ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ПОКРОВОВ САКМАРСКОЙ ЗОНЫ ЮЖНОГО УРАЛА Быстрова Вероника Владимировна (1), Белова Анастасия Александровна (2) (1) Геологический ф-т МГУ, Москва, kajri@list.ru (2) ГИН РАН, Москва.

Задачами данной работы являлось: 1) получение новых данных, уточнение и дополнение сведений о возрасте, составе, расчленении и структурном положении девонских вулканитов Сакмарской зоны Южного Урала;

2) геодинамическая интерпретация с учетом петро - геохимических особенностей исследуемых толщ;

3) изучение олистостромовой толщи Кувандык – Медногорского района Сакмарской зоны с учетом новых данных о возрасте и стратиграфическом положении олистострома, геодинамическая интерпретация обстановки формирования.

Сакмарская зона представлена системой тектонических покровов, залегающих на окраине Восточно-Европейской платформы. Корневой зоной аллохтонов является Присакмаро - Вознесенская зона. В покровах присутствуют комплексы в возрастном диапазоне от раннего кембрия до позднего девона, в том числе офиолиты, и надсубдукционные вулканические серии. Изучение девонских вулканитов затруднено в связи с тем, что они слагают тектонические покровы и блоки в структуре олистостромов, перемежаясь в структуре со сходными по составу ордовикскими и силурийскими вулканитами, фрагментами девонских кремнистых свит.

Представленный материал получен в результате изучения Кувандык Медногорского района, расположенного в российской части Сакмарской зоны.

Девонские вулканиты представлены фрагментами разрезов, в которых преобладают базальты, риолиты и их туфы. Они охватывают стратиграфический диапазон от пражского яруса по верхнюю часть эйфельского яруса включительно.

Полученные нами данные позволяют уточнить и дополнить сведения о возрасте, составе, расчленении и структурном положении этих образований. По составу вулканитов выделяются два комплекса (свиты). Ишмуратовская свита представлена вулканитами нормальной щелочности, а чанчарская свита представлена щелочными вулканитами.

широко распространена в Сакмарской зоне. Наиболее значительные по площади выходы ишмуратовская свита образует в полосе к востоку от г.

Кувандык, а так же в районе дер. Нижнее Утягулово, Рысаево, Кидрясово.

Ишмуратовская свита залегает на сакмарской свите силура - нижнего девона, или на более древних образованиях. В верхней части разреза сакмарской свиты найдены конодонты лохковского яруса нижнего девона.

На северо-восточном крыле Утягуловской синформы выше базальтов губерлинской свиты, расслоенных красными туфогенными алевролитами залегает ишмуратовская свита, представленная базальтами (400 м), в которых отмечаются линзы кварцевых и аркозовых песчаников, серых и серо-зеленых кремней и кремнеобломочных брекчий. Местами кремни образуют тонкие (0,2- м) горизонты, расслаивая базальты. В ряде точек в кремнях, обнаружены конодонты Pandorinellina ex. gr. steinhornensis (Ziegler) уровня Прага - эмс. В ядре Утягуловской синформы структурно выше кремнистой и кремнеобломочной акчуринской толщи, в которой обнаружены конодонты нижнего - среднего девона, с тектоническим контактом залегают серо - зеленые афировые базальты с линзами 5-15 м серо-зеленых плитчатых и комковатых кремней. В т. К-19 здесь обнаружены Pandorinellina ex. gr. steinhornensis (Ziegler), а в т. К-18 – Pandorinellina cf. steinhornensis (Ziegler), Bellodella sp.

(D1p-e).

В ядре Рысаевской антиформы в крупных олистоплаках базальты переслаиваются с туфами кварцевых риолитов, туффитами, которые постепенно сменяются кремнями. Последние в ряде точек содержат пражско - эмсские конодонты. В ряде мест вулканиты ишмуратовской свиты содержат линзы известняков с тентакулитами и аммоноидеями, из которых нами вытравлены пражско-эмсские конодонты.

На правом берегу р. Сакмары в 1 км к западу от дер. Нижнее Утягулово описан фрагмент разреза, в котором кремнистые зеленоватые туффиты и туфоалевролиты в верхней части пачки (50 м) содержат горизонт (2 м) серо зеленых кремнистых туффитов, в котором нами в т.7175 собраны конодонты Polygnathus parawebbi Chatt. нижнего эйфеля. Выше залегает пачка туффитов ( м) с горизонтом (2 м) серо-зеленых литокристаллокластических туфов кварцевых риолитов. Выше располагается пачка (150 м) серо-зеленых афировых базальтов.

Довольно полный разрез вулканогенной толщи изучен в стратотипической местности в бассейне рек Кураган и Тунеряк в районе пос. Ишмуратово. Здесь представлен элемент антиформы. Верхний структурный уровень сложен тектоническим покровом, в основании которого располагается сарбайская свита (конденсированый кремнистый разрез девона), стратиграфически перекрытая флишем зилаирской свиты. Структурно ниже распространены обрывки тектонических покровов, сложенных базальтами, кремнями, ультрабазитами и полимиктовым олистостромом (рысаевская олистостромовая толща фаменского возраста). В ядре обнажается фрагмент разреза, в котором сочетаются обрывки пластов серых кремней, базальтов и аркозовых со слюдой песчаников. В линзе серых кремней среди базальтов в т. Е44А нами найдены Pandorinellina ex. gr.

steinhornensis (Ziegler), Panderodus sp., Belodella sp. (D1p-e). Выше залегают серо зеленые базальты, в которых вблизи подошвы (2-5 м) протягивается пласт мощностью 3-5 м красных параллельнослоистых кремней, круто (60-750) падающий на замыкании на восток. Кремни по данным С.В. Руженцева и В.А.

Аристова охарактеризованы конодонтами нижнего эйфеля [1]. Нами из кровли пласта в т. Е44Б собраны многочисленные отпечатки, среди которых определены Polygnathus cf. trigonicus Bisch et Ziegl., Tortodus cf. kockelianus australis (Jackson) верхнего эйфеля.

Полученные данные свидетельствуют о том, что ишмуратовская свита охватывает стратиграфический диапазон от пражского яруса по эйфельский ярус включительно.

По нашим данным и данным Ю.В. Карякина [5] вулканиты ишмуратовской свиты представляют собой единую дифференцированную (FeO*/MgO – 1,62-10, 03) умереннотитанистую (TiO2 1,45-1,97%) низкоглиноземистую (Al2O3 13,05-16,64%) толеитовую базальт-андезибазальт андезит-риодацитовую серию. По отношению Zr/Y (2,44-3,55) базальты сопоставимы с островодужными толеитами. Петро – геохимические особенности, чередование базальтов с кварцевыми и аркозовыми песчаниками, позволяют предполагать, что формирование толщи происходило в задуговом рифтогенном прогибе.

Чанчарская свита широко распространена в бассейнах рек Чанчар, Домбар, Торангул, Медес и Аралтобе на территории Казахстана [4]. В разрезе наблюдаются лавы, вулканомиктовые брекчии порфировых трахибазальтов и трахиандезитов, калиевые трахиандезибазальты. Отмечаются так же трахиты и риолиты, полимиктовые брекчии. Считается, что чанчарский комплекс синхронен конодонтовой зоне Polygnathus inversus эмсского яруса с возможным захватом интервала смежных зон [3]. В Кувандык-Медногоском районе чанчарская свита установлена нами в структуре северо-западного замыкания Утягуловской синформы. Здесь она представлена биотитовыми базальтами, расслоенными линзами кремнистых туффитов, которые структурно сближены с вулканитами ишмуратовской свиты. Особенности состава чанчарской свиты позволяют связывать его формирование с внутриплитным магматизмом [3, 6].

По-видимому, ишмуратовский и чанчарский вулканические комплексы характеризуют единый девонский палеоряд конвергентной окраины и скорее всего, занимали тыловое положение по отношению к зоне субдукции.

В полосе распространения ишмуратовской свиты широко представлены фрагменты тектонических покровов, сложенных девонскими кремнями. По конодонтам кремни в пластовых отторженцах в большинстве случаев имеют пражско-эмсский возраст [7]. В ряде мест отмечаются находки живетских, франских и фаменских конодонтов. Самые молодые конодонты обнаружены на восточной окраине г. Кувандыка непосредственно к северу от шоссе при въезде в город. В точке 8106 обнаружены фаменские конодонты Palmatolepis sp. Таким образом, фрагменты кремнистого разреза в обрывках пластов охватывают стратиграфический диапазон от нижнего по верхний девон включительно.

Кремни аналогичного диапазона слагают конденсированный (120 м) разрез сарбайской свиты. Последняя слагает в структуре Сакмарской зоны один из крупных аллохтонов, в котором она стратиграфически перекрывается фаменскими граувакками зилаирской свиты. Кремни в тектонических покровах, чередующихся с покровами девонских вулканитов не ассоциируют с зилаирскими граувакками. Из этого следует, что данная серия тектонических покровов формировалась в фамене, в предзилаирское время (скорее всего в раннем фамене, на уровне зоны triangularis).

В пределах Сакмарской зоны широко распространены разновозрастные олистостромомы. В Кувандык - Медногорском районе выделяется полимиктовый рысаевский олистостром (рысаевская толща). В матриксе полимиктовых песчаников и гравелито - брекчий, помимо прочих, заключены олистоплаки нижнекембрийских базальтов и археоциатовых известняков.

Наибольшиее распространение имеют олистолиты базальтов, риолитов, их туфов и туффитов с линзами нижнедевонских, нижне-среднедевонских кремней и нижнедевонских тентакулитовых известняков. Находки в структуре олистострома франских и фаменских (зона triangularis) конодонтов позволяют судить о нижней возрастной границе олистострома [7].

Положение в структуре рысаевского олистострома разнообразно. В районе ст. Губерля олистостромовая толща с неясным контактом налегает на терригенно-вулканогенную губерлинскую свиту (О2-3). В Кувандык Медногорском районе, с неясным контактом залегает на сакмарской свите силура и стратиграфически перекрывает туфогенную дубоводольскую свиту.

В районе ручья Дубовый дол, к югу от г. Медногорска, разрез толщи, подстилающей олистостром, представлен ритмично переслаивающимися табачно-зелеными и красноцветными туфопесчаникми, туфоалевролитами и туфоаргиллитами с видимой мощностью разреза 800 м. В основании толща имеет тектонический контакт с углеродистыми кремнями сакмарской свиты нижнего силура. Разрез венчается пачкой мощностью 2-2,5 м бардовых толстоплитчатых кремнистых радиоляритов с многочисленными конодонтами на алевритистых поверхностях напластования. В точке 8092 нами найдены Polygnathus xylus Stauf, Ozarcodina sanneanni Bisch. et Ziegl, Klapperina sp., позволяющие определить возраст толщи как D2v2-D3f1. Выше ритмитов стратиграфически залегает олистостром, включающий в себя помимо олистолитов кремней, кремнеобломочных брекчий, глыб тентакулитовых известняков, базальтов и туфов риолитов, линзы туффитов, аналогичных тем, что слагают разрез подстилающей туфогенно-осадочной толщи. Данных о соотношении рысаевского олистострома с более молодыми отложениями не имеется. В районе к западу от железнодорожной станции Губерля выделена пачка (30 м) красных алевролитов, которая возможно с несогласием залегает на толще вулканогенно-осадочной толще нижнего-среднего девона и тектонически перекрывается базальтами губерлинской свиты среднего-верхнего ордовика. В т.

8063 найдены фаменские Palmatolepis cf minuta Br. et Mehl. Возможно, эта пачка занимает более высокое по отношению к олистострому стратиграфическое положение.

Полученные данные о возрасте и стратиграфическом положении олистостромовой толщи позволяют проводить корреляцию данного стратиграфического уровня с аналогичными комплексами Западно Магнитогорской зоны. Туфогенно-осадочная толща является фациальным и стратиграфическим аналогом улутаусской свиты. Рысаевский олистостром является близким по стратиграфическому положению и фациальным особенностям к биягодинской толще Западно-Магнитогорской зоны, в верхней части которой присутствуют олистостромы. Олистостром в биягодинской толще занимает уровень части зоны triangularis [2]. Геодинамическая обстановка формирования рысаевского и биягодинского олистостромов определяется фациальным замещением их бугодакской вулканогенной свитой. Считается, что бугодакская свита, а так же ее фациальные и стратиграфические аналоги в Магнитогорской мегазоне характеризуют стадию зрелой островной вулканической дуги [8]. По-видимому, описанные олистостромы формировались на склоне и у подножья Магнитогорской дуги.

Работа выполнена под научным руководством Рязанцева А.В. и Аристова В.А.

Литература:

1. Аристов В.А., Руженцев С.В., Дегтярев К.Е., Борисенок Д.В. Стратиграфия девона Сакмарской и Сакмаро - Вознесенской зон Южного Урала // Общие и региональные вопросы геологии. М.: ГЕОС. 2000. Вып. 2. С. 46- 2. Артюшкова О.В., Маслов В.А. Стратиграфия «надмукасовских» отложений (фаменский ярус, зилаирская свита) на Южном Урале по конодонтам // Стратиграфия. Геологическая корреляция. 2005. Т. 13. №2. С.57- 3. Бочкарев В.В., Иванов К.С. Проявления внутриплитного магматизма в Уральском палеоокеане // Геотектоника. 2001. №2. С. 17- 4. Золотарев Б.И., Ильинская М.Н., Кориневский В.Г. Состав и геохимические особенности калиевой щелочной разновидности трахиандезито-базальтов // Изв. АН СССР. Сер. Геол. 1975. №1. С. 136- 5. Карякин Ю.В., Руженцев С.В., Аристов В.А., Кузнецов Н.Б. Девонская вулканическая серия Сакмарской зоны Урала // Тектоника и геофизика литосферы. Т.1. М.: ГЕОС. 2002. С. 237-243.

6. Кориневский В.Г. Мугоджарский и баймак-бурибайский вулканогенные комплексы Южного Урала: сравнение // Металлогения древних и современных океанов-2008. Рудоносные комплексы и рудные фации.

Научное издание. Миасс: Имин УрО РАН, 2008. С. 318- 7. Рязанцев А.В., Борисенок Д.В., Дубинина С.В. и др. Общая структура Сакмарской зоны Южного Урала в районе Медногорских колчеданных месторождений // Очерки по региональной тектонике. Т. 1. Южный Урал.

М.: Наука, 2005. С. 84–134.

8. Язева Р.Г., Бочкарев В.В. Геология и геодинамика Южного Урала (опыт геодинамического картирования). Екатеринбург: УрО РАН, 1998. 204 с.

НОВЫЕ ИЗОТОПНЫЕ И ПАЛЕОМАГНИТНЫЕ ДАННЫЕ ПО РАННЕРИФЕЙСКИМ ИНТРУЗИВНЫМ ТЕЛАМ ЗАПАДНОГО СКЛОНА АНАБАРСКОГО ПОДНЯТИЯ (СЕВЕРНАЯ СИБИРЬ) Веселовский Роман Витальевич, Шацилло Андрей Валерьевич, Паверман Владислав Игоревич Институт физики Земли РАН, ramzesu@ya.ru Возможности применения большинства традиционных методов геотектоники для изучения тектонической эволюции нашей планеты в докембрии крайне ограничены. В настоящее время подобного рода исследования проводятся, главным образом, с помощью изотопно-геохронологического, структурно-геологического и палеомагнитного методов. Главным инструментом палеомагнитного метода, применительно к палеотектоническим исследованиям, является построение кривых кажущейся миграции полюса (кривых КМП) тектонических блоков земной коры. На сегодняшний день кривые КМП относительно детально разработаны почти для всех древних кратонных блоков, однако имевшихся до последнего времени палеомагнитных данных по докембрию Сибирской платформы было крайне недостаточно для сколько нибудь уверенного построения соответствующего участка кривой КМП, особенно для ранне-среднерифейского времени.

За последние годы было получено несколько новых надежных палеомагнитных определений по рифею Сибирской платформы, сопровождавшихся датировками изотопного возраста исследованных объектов (см. таблицу). Так, по дайкам южного склона Анабарского поднятия (чиэресской и куонамским) были получены два полюса для 1384±2 и 1503±5 млн. лет соответственно (U-Pb, бадделеит) [2]. Правда следует отметить, что палеомагнитная надежность первого из них крайне низка, поскольку полюс получен по семи образцам из одной дайки. Палеомагнитный полюс, полученный по дайкам и силлам северного склона Анабарского поднятия (р.Фомич) [1], в полной мере удовлетворяет современным критериям палеомагнитной надежности и отвечает возрасту интрузивных тел – 1513±51 (Sm-Nd, 5 точек) и 1493±34 (U-Pb, бадделеит) млн. лет. Еще один надежный полюс по силлу реки Сололи (Оленекское поднятие) опубликован в принятой в печать работе (Wingate et al., в печати);

возраст силла оценен в 1473±24 млн. лет (U-Pb, бадделеит). Еще несколько палеомагнитных полюсов получено по осадочным породам Учуро-Майского района и склонам Анабарского поднятия, но их привязка к геохронологической шкале пока затруднена.

Для восполнения острого недостатка в ключевых палеомагнитных полюсах Сибирского кратона для раннерифейского времени, летом 2007 года нами были изучены и доизучены интрузивные тела основного состава, обнажающиеся в долинах рек Котуй, Котуйкан и Джогджо, стекающих с северо западного склона Анабарского поднятия (рис. 1, а).

В долине р.Джогджо ориентированные образцы были отобраны из силлов, мощность которых составляет 3-6 м, и одного силла с видимой мощностью около 30 м, который был опробован в 3-х точках (6,7,8). В нижнем течении р.Котуйкан были опробованы 5 силлов. Мощность силлов колеблется от 3-5 м (точки 9,10,11,12) до 30 м (точка 13). В долине р.Котуй, на отрезке реки в 40-50 км выше по течению от устья р.Котуйкан, были опробованы 2 силла: один силл (видимой мощностью до 100 м) был опробован в 9 точках, а другой силл (мощностью около 5 м) – в одной точке. В каждой точке было отобрано по 8- ориентированных образцов. Все силлы внедрены в осадочные карбонатные породы среднего-верхнего рифея.

Рассчитанные средние направления намагниченности для каждой точки опробования приведены в таблице и отображены на рис. 1 (б). Среднее направление для «большого» силла р.Котуй было вычислено «по образцам», к которым были добавлены направления компонент намагниченности трех образцов из силла, опробованного в точке 14, которые лежат в области нахождения компонент намагниченности «большого» силла.

Из приведенного набора средних направлений намагниченности можно довольно уверенно выделить направления с крутыми отрицательными наклонениями (точки 1,4,7,8), низкими отрицательными наклонениями (точки 2,6,11,12,13,14+) и положительными наклонениями (точки 9 и 10). Поскольку в структуре чехла данного района крайне слабо выражены какие-либо следы тектонической активности, то наблюдаемый разброс средних направлений намагниченности может быть вызван разным возрастом исследуемых магматических тел и/или вековыми вариациями магнитного поля Земли. В пользу последнего довода можно сказать, что (а) некоторые из исследуемых даек и силлов являются маломощными и опробовались в одной точке, что практически всегда неизбежно влечет за собой пренебрежение усреднением вековых вариаций;

(б) средние направления намагниченности, рассчитанные по точкам опробования крупных силлов (точки 6-8 и 15-22), дают значительный разброс по склонению и наклонению, в то время как они являются (в геологическом смысле) практически одновозрастными (в пределах одного силла). Для надежного обоснования различия возрастов изученных интрузивных тел необходимо проведение их изотопного датирования, наращивание статистики палеомагнитных определений и проведение геохимических исследований. На данном этапе исследований мы склонны относить исследованные тела к одной генерации (или близковозрастным генерациям).

Координаты точки Палеомагнитные направления № точки номера отбора обр.

N (S) D I K р.Джогджо 70°11’05 104°07’ 1 11 224.5 -23.1 30 8.5 9010- 70°13’41 104°10’ 2 8 211.7 -13.8 41 8.8 9054- 70°28’ 104°27’ 4 14 221.1 -29.6 47 5.9 9100- 70°29’16 104°29’ 6 8 226.3 -14.0 73 6.5 7527- 70°30’42 104°31’ 7 11 255.5 -28.8 58 6.0 7558- 70°30’55 104°30’ 8 12 227.5 -29.9 38 7.1 7573- р.Котуйкан 70°33’45 104°01’ 9 14 221.1 7.4 37 6.6 169- 70°33’48 103°53’ 10 18 216.5 19.4 20 8.0 205, 70°31’ 103°54’ 11 9 225.8 -14.8 41 8.2 9286- 103°54’ 12 70°31’ 10 208.0 -6.8 22 10.6 9321- 70°31’10 103°51’ 13 8 218.4 -15.3 68 6.8 215- р.Котуй 70°18’ 103°32’ 14+(15-22) 54 212.4 -15.6 22 4.3 230- Среднее направление:

70°20’ 103°50’ (12) 221.9 -14.2 19 10. Палеомагнитные полюсы Сибирской платформы:

Район (изотопный возраст, млн. лет) Ссылка dp/dm (A95) интрузивы З.Прианабарья (1502±2) эта работа 21.5 237.5 10/ интрузивы С.Прианабарья (1513±51) 18.9 256.9 5/10 [1] силл Сололи (1473±24) 33.6 253.1 10.4 Wingate et al., in press чиэресская дайка (1384±2) 4.0 258.0 5/9 [2] куонамские дайки (1503±5) 6.0 234.0 14/18 [2] Примечание:, – широта и долгота объекта;

N – число образцов, S – кол-во сайтов (точек);

D, I – палеомагнитное склонение и наклонение;

K, 95 – кучность и радиус круга доверия;

, – широта и долгота палеомагнитного полюса;

А95, dp/dm – радиус круга или величины полуосей овала доверия. Все данные приведены с учетом местного склонения.

Рисунок 1. а) геологическая схема района исследований и расположение опробованных объектов;

б) стереограмма, иллюстрирующая распределение средних направлений намагниченности в изученных интрузивных телах. Номера соответствуют точкам опробования в таблице 1 и тексте. Звездочкой показано среднее направление намагниченности с овалом доверия.

По средним направлениям намагниченности был рассчитан палеомагнитный полюс (табл.). Его сравнение с надежными полюсами по объектам, имеющим изотопные датировки, указывает на близость этих полюсов.

Это может свидетельствовать о крупном магматическом событии, имевшем место около 1.5 млрд. лет назад и затронувшем значительную территорию в пределах современного севера Сибирского кратона.

Практически из всех исследованных интрузивных тел были отобраны геохимические пробы для определения изотопного возраста. К настоящему времени возраст получен по породам силла долины р.Джогджо (точки 6-8), внедренного в юсмастахскую свиту верхнего рифея, который составил 1502± млн. лет (U-Pb, бадделеит;

Mike Hamilton, устное сообщение). Также был получен возраст еще одного силла долины р.Джогджо (точка 1), составивший 1772±7 млн. лет (U-Pb, цирконы;

Mike Hamilton, устное сообщение). Однако существует ряд сомнений в первичности датированных цирконов, и указанный возраст пока не рассматривается нами как надежный.

Таким образом, в результате проведенных палеомагнитных и геохронологических исследований получен новый палеомагнитный полюс Сибирской платформы. Датировка изотопного возраста одного из исследованных тел составила 1502±2 млн. лет. Полученный полюс пополняет палеомагнитную базу данных и, с некоторыми ограничениями, может быть использован для построения кривой КМП Сибирской платформы, а также для проведения палеотектонических и палеогеографических реконструкций.

Исследования выполнены при поддержке гранта Президента РФ МК 416.2008.5 и гранта РФФИ 07-05-00880-а.

Литература:

1. Веселовский Р.В., Петров П.Ю., Карпенко С.Ф., Костицын Ю.А., Павлов В.Э. Новые палеомагнитные и изотопные данные по позднепротерозойскому магматическому комплексу северного склона Анабарского поднятия // ДАН, т.410, N6, 2006. С. 775-779.

2. Ernst R.E., Buchan K.L., Hamilton M.A., Okrugin A.V., Tomshin M.D. Integrated paleomagnetism and U–Pb geochronology of mafic dikes of the eastern Anabar Shield region, Siberia: Implications for Mesoproterozoic paleolatitude of Siberia and comparison with Laurentia // J. of Geol., 2000, v. 108, N 3, p. 381-401.

СОСТАВ И СТРОЕНИЕ СУБВУЛКАНИЧЕСКИХ ТЕЛ БОДРАКСКОГО КОМПЛЕКСА МЫСА ФИОЛЕНТ (ЮГО-ЗАПАДНЫЙ КРЫМ) Видавский Владимир Витальевич, Правикова Наталья Витальевна Геологический ф-т МГУ, Москва, vladvidavskiy@yandex.ru Летом 2007 года мной изучались дайки на мысе Фиолент (к югу от г.

Севастополь, Крым, Украина), прорывающие флишевые отложения таврической серии верхнего триаса – нижней юры и перекрывающиеся известняками сарматского возраста миоцена. В данном районе развиты похожие образования бодракского субвулканического комплекса и балаклавской вулканической серии.

Бодракский субвулканический комплекс. Комплекс образован несколькими поколениями внедрений, близких по геологическому и изотопному возрасту (средняя юра). I фаза (оливин-гиперстен-авгитовые долериты, долеритовые порфириты, долеритобазальты, двупироксеновые базальты).

Образования I фазы представлены силлообразными и линзовидными телами, реже дайками северо-восточного, менее широтного простирания, обычно с падением в северных румбах. Мощность тел достигает 55 м, длина – 400 м.

Субвулканические тела возникли при внедрении базальтовых расплавов вдоль поверхностей межпластовых срывов и секущих разломов. Тела окружены узкими, менее 1 м ореолами дегидратированных и обожжнных пород. II фаза (частовкрапленные меланократовые оливин-авгитовые, двупироксен оливиновые, оливиновые базальты, долеритобазальты, долеритовые порфириты, долериты, лавовые брекчии оливиновых базальтов). Образования представлены крутопадающими дайками, удлиннными штоками северо-западного простирания и дайкообразными телами лавовых брекчий. Дайки протяжнные (до 500 м) и маломощные (0,5 – 2,5, реже до 7 м), широко развиты в левом борту овр. Шара и на стрелке оврагов Шара и Мендерского, сложены базальтами и долеритобазальтами, долеритовыми порфиритами, центральные части более мощных даек – долеритами. В долеритах и долеритобазальтах штока в с.

Трудолюбовка развита псевдошаровая отдельность. III фаза (миндалекаменные лейкократовые авгит-гиперстеновые, гиперстен-авгитовые, гиперстеновые базальты, долеритобазальты, долеритовые порфириты, долериты). Образования представлены крутопадающими протяжнными дайками субширотного – северо восточного, реже северо-западного простирания, единичными силлообразными телами (у подножия горы Кизил-Чигир и в овр. Шара). IV фаза (роговообманковые андезитобазальты, андезиты, андезитодациты, дациты, лавовые брекчии андезитов, долериты). Ассоциация представлена крутопадающими маломощными (менее 5 м) дайками северо-северо-западного и восток-северо-восточного простираний и штокообразными телами.

Верхнеальбская балаклавская вулканическая серия. Меловые магматические образования Горного Крыма представлены туфами и лавами порфировых базальтов, натровых трахиандезибазальтов и андезитов, слагающими вместе с известковистыми туфопесчаниками и туффитами балаклавскую свиту. Туфы чаще мелкообломочные, лапиллиевые, кристаллокластические. Вкрапленники в вулканитах представлены плагиоклазом, авгитом, роговой обманкой, эндиопсидом, титаномагнетитом.

Кроме того, наблюдаются субвулканические дайки кайнотипных базальтов и долеритов, являющихся, возможно, подводящими каналами для туфовых и лавовых разностей [1].

Дайки м. Фиолент относятся либо к бодракскому комплексу, либо к балаклавской серии.

Дайки прорывают подушечные базальтовые лавы в западной части мыса и базальтовые лавобрекчии в восточной.

В западной части обнажения базальты прорваны дайками основного состава. Были изучены 2 дайки: первая прорывает подушечные лавы в южной части мыса близ м. Фиолент, вторая – лавобрекчии в северной части того же мыса. Дайки субвертикальные, имеют ВСВ простирание.

Дайки имеют следующий породный состав: в ядре – базальты тмно зелные мелкокристаллические с массивной текстурой с вкрапленниками плагиоклаза до 1,5 мм, составляющего ~85%, оливина до 0,5 мм, около 10%;

в эндоконтакте – базальтом с порфировой структурой и массивной текстурой, состоящим из плагиоклаза, около 55-60%;

оливина, около 0-5%;

клинопироксена, примерно 30-40%;

рудных минералов, ~0-10%. Вмещающие породы сложены изменнными подушечными лавами базальтов серо-бурого неоднородного цвета, с мелкокристаллической структурой, слоистой полосчатой текстурой, обусловленно механическим однонаправленным разрушением;

минеральный состав их - кварц (60%), плагиоклаз (30%), реликты темноцветных минералов (5%) и рудные минералы (5%).

Породы дайки 1 представляют собой основные низкощелочные разности базальт-андезибазальтового состава. Дайка 1 находится в поле развития толеитовых базальтов островных дуг (по соотношению FeO*/MgO – TiO2). По содержанию оксида алюминия – близка к I и III фазам бодракского субвулканического комплекса;

по соотношению кремнезма и оксида магния – к тем же фазам бодракского комплекса, по соотношению кремнезма и оксида фосфора – к III фазе бодракского комплекса.

Породы 2-ой дайки на классификационной диаграмме TAS попадают в поле андезибазальтов, немного более щелочных. На диаграмме P2O5 – Al2O3/TiO образцы попадают в поле развития толеитовых базальтов океанических поднятий.

В ходе работы был получен ответ на главный вопрос, ставившийся целью:

к какому комплексу (ассоциации, серии) принадлежат эти две дайки? Из всех мезозойских магматических ассоциаций они наиболее близки к бодракскому субвулканическому комплексу, а точнее – к его I и III фазам внедрения.

Геохимически образцы также схожи с дайками бодракского комплекса.

По химическому составу можно предположить, что в байосское время этот район представлял собой фронт островной дуги, и что кора под островной дугой была тонкой и геодинамически активной [3]. Дайки мыса Фиолент бодракского субвулканического комплекса относятся к подводной базальтовой формации толеитовой серии, что укладывается в существовавшие ранее [1, 2, 4].

По результатам проделанных исследований можно сделать вывод, что породы обеих даек представляют собой лейкократовые и меланократовые базальты – андезибазальты I и/или III фаз внедрения бодракского субвулканического комплекса. Дайки мыса Фиолент бодракского субвулканического комплекса относятся к подводной базальтовой формации толеитовой генетической серии.

Изученные горные породы байосского возраста могли сформироваться в геодинамических условиях, схожих с островодужной обстановкой (а так как породы – низкощелочные и содержат мало летучих, то с фронтом этой островной дуги). Кора по ОД была тонкой и геодинамически активной, об этом также можно судить по химическому составу отобранных образцов [3].

Литературы:

Э.М. Спиридонов, Т.О. Фдоров, В.М. Ряховский. Магматические 1.

образования Горного Крыма. Статья 1. Бюллетень Московского Общества Испытателей Природы, отдел геологии, 1990 г. Т. 65, вып. 4, с. 119-133.

Э.М. Спиридонов, Т.О. Фдоров, В.М. Ряховский. Магматические 2.

образования Горного Крыма. Статья 2. Бюллетень Московского Общества Испытателей Природы, отдел геологии, 1990 г. Т. 65, вып. 6, с. 102-111.

Фролова Т.И., Бурикова И.А. Магматические формации современных 3.

геотектонических обстановок. М., МГУ, 1997 г., с. 87-113.

Геологическое строение Качинского поднятия Горного Крыма. Том II.

4.

Стратиграфия кайнозоя, магматические, метаморфические и метасоматические образования. М.: Изд-во МГУ, 1989.

УТОЧНЕНИЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ ПАШИЙСКОГО ГОРИЗОНТА ПАВЛОВСКОЙ ПЛОЩАДИ (РОМАШКИНСКОГО МЕСТОРОЖДЕНИЯ) Гумарова Елена Нафисовна Геологический ф-т МГУ, Москва, elena-gumarov@rambler.ru Ромашкинское нефтяное месторождение относится к крупнейшим месторождениям мира. Геологические запасы составляют более 5 млрд. тонн нефти. Месторождение расположено в Волго-Уральском нефтегазоносном бассейне, на юго-востоке республики Татарстан. Месторождение приурочено к сводовой части Южного купола Татарского свода, представляющего собой крупное пологое поднятие изометричной формы размером около 100 * 100 км.

Ромашкинкое месторождение было открыто в 1943 г., когда впервые была получена нефть из среднекаменноугольных отложений (глубина около 800м).

Затем в 1945 году залежи были открыты в нижнекаменноугольных отложениях (глубина 1100 м), и только в 1948 году был получен фонтан нефти из девонских терригенных отложений.

Обобщенно можно выделить следующие 4 основных нефтеносных этажа:

терригенные отложения девона;

тульско-бобриковские терригенные отложения;

турнейские карбонатные отложения (в основном, кизеловский горизонт) и верей башкирские карбонатные отложения.

Ромашкинское месторождение является типичным многопластовым месторождением. Промышленный приток нефти получен из 18 горизонтов.

Основным объектом эксплуатации являются залежи терригенных отложений девона – пашийский (Д1) и кыновский (Д0) горизонты. На них приходилось почти 88% разведанных запасов. Следующим по размерам промышленных запасов являются залежи нижнекаменноугольных терригенных отложений (бобриковский горизонт) до 8%. На остальные горизонты, сложенные карбонатными отложениями, приходится всего 3%.

Развитие разработки Ромашкинского месторождения можно разделить на этапы, в течение которых было составлено четыре Генеральные схемы разработки, где рассматривались основные принципиальные положения проектирования и решение технико-технологических проблем добычи.

Последняя Генеральная схема разработки принята в конце 2003 года.

Павловская площадь является одной из центральных площадей Ромашкинского месторождения. В административном положении площадь находится на территории Азнакаевского района Татарстана. В пределах Павловской площади Ромашкинского месторождения скважинами вскрыты отложения девонских, каменноугольных, пермских и четвертичных отложений.

Запасы нефти основного объекта разработки приурочены к пашийским отложениям нижнефранского подъяруса.

В условиях высокой выработанности базовых эксплуатационных объектов разработки Ромашкинского месторождения, рентабельность проводимых геолого-технических мероприятий в первую очередь зависит от качества планирования, основой которого служит уточнение его геологического строения. С этой целью на Павловской площади проводится переинтерпертация геофизических данных и построение уточненной геологической модели объекта.

Значительное влияние на величины параметров коллектора оказывает его минералогический и фракционный состав. Особенно ярко это проявляется в наблюдаемых различиях комплексов свойств песчано-алевритовых коллекторов.

Непосредственно и сильно влияющий на параметры коллектора литолого структурным фактором является строение и характер порового пространства и прежде всего размер (радиус) поровых каналов. От радиуса поровых каналов и от соотношения крупных и тонких каналов зависит величина проницаемости породы, содержание связанной воды и других параметров, действующих у стенок поровых каналов.

Присутствие в поровом пространстве существенных, а иногда сравнительно небольшого присутствия глинисто-алевритового материала резко изменяет ФЕС коллектора и радикально влияет на характер и величину большинства геофизических параметров.

Переинтерпретация геологического разреза терригенных отложений девона проводилась в системе автоматизированной визуальной интерпретации результатов геофизических исследований скважин Gintel-2002.

По данным переинтерпретации данных ГИС были построены зависимости полученных коллекторских свойств пласта в трехмерной системе координат:

коэффициента пористости и коэффициента проницаемости от содержания в породе связанной воды, глинистой фракции и алевролитовой фракции.

На основе полученных данных была составлена новая классификация пород-коллекторов (5 классов коллекторов). Критериями выделения групп коллекторов являются коэффициент проницаемости и содержание в коллекторе глинисто-алевритовой фракции.

К коллекторам 1го класса относятся породы-коллекторы высокой продуктивности с Кпр100мД и Кал+гл20%.

В состав коллекторов 2го класса входят породы-коллекторы средней продуктивности с Кпр100мД, Кал+гл 20%.

Коллекторы 3го класса представлены породами средней продуктивности, Кпр=10-100мД, Кал+гл 20%.

Коллекторы 4го класса: породы низкой продуктивности, Кпр=10-100мД, Кал+гл20%.

Коллекторы 5го класса: породы низкой продуктивности, Кпр=1-10мД, Кал+гл20%.

Граничное значение пористости равно 11%.

Неколлекторы: Кпр1мД, Кал+гл20%, Кп11%.

Появление пяти классов пород-коллекторов в разрезе пашийского горизонта, позволило рассматривать различные вариации сочетания этих классов в разрезе продуктивного пласта и по простиранию, то есть определить неоднородность коллекторов и типизировать разрез. Объединив типы разреза выделяются виды неоднородности по близким свойствам (5 видов).

Первый вид неоднородности включает в себя коллектор 1го класса, представленных однородными песчаниками. Эта группа встречается в 11,3% из общего количества пластопересечений. Характеризуется высокой степенью выработанности.

Второй вид неоднородности пластов состоит из коллекторов 2го и 3го классов. Он представлен в небольшом количестве пластопересечений около 3,5%.

Третий вид неоднородности представляет собой совокупность 4го и 5го класса коллекторов, представленных в основном алевролитами. Этот вид коллекторов составляет 22,3% от общего количества пластопересечений.

Характеризуется самой низкой степенью выработанности.

Четвертый вид неоднородности состоит из сочетания четырех классов коллекторов, кроме первого. Этот вид встречается в 10,6% от всех пластопересечений.

Пятый вид неоднородности – это различные сочетания всех классов коллекторов с присутствием во всех вариантах 1го класса коллектора. Эта группа наиболее распространенная – встречается более, чем в 52% случаях пластопересечения. Она представлена во всех пластах горизонта ДI и составляет основную долю разреза по толщине и имеет площадное распространение.

Группирование по видам неоднородности классы коллекторов позволяет провести границы их распространения. На основе новой классификации типов коллекторов и видов неоднородности строятся новые литологические карты и карты разработки.

Для каждого из этих видов слоисто-неоднородного разреза требуется своя технология первичного и вторичного вскрытия пласта, система воздействия на запасы, соответствующие этим разрезам технологии методов увеличения нефтеотдачи и т.д.

Выделенные виды литолого-физической неоднородности коллекторов и построенные карты их распространения позволяют выделять локальные участки разработки залежи и преобразовывать их в самостоятельные эксплуатационные объекты, возникшие в результате проявления и воздействия на нее техногенных процессов.

Таким образом, применение усовершенствованной методики интерпретации данных ГИС и геолого-промыслового анализа позволяет извлечь принципиально новую количественную информацию о фильтрационно емкостных свойствах коллекторов терригенного девона и уточнить его геологическое строение в пределах Павловской площади Ромашкинского месторождения.

Литература:

1. Вильданов А.А. Диссертация «Методика исследования геолого промысловых особенностей неоднородных пластов на поздней стадии разработки (на примере горизонта Д1 Павловской площади Ромашкинского месторождения)», г. Казань, 2007. 141с.

2. Муслимов Р.Х., Абдулмазитов Р.Г., Хисамов Р.Б. и др. Нефтегазоносность Республики Татарстан. Геология и разработка нефтяных месторождений, т.1, Академия наук РТ, г. Казань, 2007. 315c 3. Хисамов Р.С. «Эффективность выработки трудноизвлекаемых запасов нефти», г. Альметьевск, 2008. 177с.

ДИЗЪЮНКТИВНАЯ ТЕКТОНИКА ЦВЕТКОВСКОЙ СТРУКТУРНОЙ ЗОНЫ (ВОСТОЧНЫЙ ТАЙМЫР): КИНЕМАТИКА И РЕКОНСТРУКЦИЯ ПОЛЕЙ НАПРЯЖЕНИЙ Застрожнов Дмитрий Андреевич, Ли Алексей Викторович Геологический факультет, СПбГУ, Санкт-Петербург, impilahti@mail.ru Район работ располагается в северо-восточной части Енисей-Хатангского прогиба около его границы с Таймырской складчатой системой. В ряде работ эта пограничная область выделяется как Цветковская структурная зона, в пределах которой обнажаются терригенные породы перми-мела и для которой характерно постепенное убывание интенсивности деформаций в южном направлении [3].

Тектоническое развитие Цветковской структурной зоны во многом определялось эволюцией Таймырской складчатой системы. Считается, что завершение формирования Таймырской складчатой системы произошло к концу триаса и начиная с юры она вступила в платформенный этап развития, но перемещения по разломам надвиговой и сдвиговой кинематики в регионе еще продолжаются [1,2,3,4].

Основной задачей настоящего исследования является изучение структурной эволюции и, в частности, полей напряжений в восточной части Цветковской структурной зоны. Решение этой задачи включало выделение основных систем мелкомасштабных разрывных нарушений и сколовых трещин, определение их соотношений и реконструкция ориентировок осей напряжений.

Уточнение ориентировок главных осей напряжений может быть также использовано для более надежной интерпретации мезозойско-кайнозойской эволюции соседних территорий как на континенте, так и в пределах Лаптевоморского бассейна.

Для изучения кинематики перемещений по разрывным нарушениям главным образом применялось структурно-кинематическое изучение трещинных мезоструктур – борозд скольжения, которые замерялись в пермских, триасовых и юрских песчаниках и алевритах. Результаты полевых замеров обрабатывались на основе методики Альмендингера [5,6] с помощью программы Stereonet.

Как показали полевые наблюдения, наиболее распространенными являются трещины с юго-восточным падением сместителя взбросовой и сбросовой кинематики, тогда как сдвиговые перемещения имеют подчиненное значение. Причем обе системы трещиноватости (взбросы и сбросы) рассекают все терригенные комплексы, от пермского до раннемелового.

Интересным оказалось то, что поля напряжений, реконструированные по трещинам взбросовой кинематики, демонстрируют закономерную ориентировку относительно шарнира региональной антиклинальной складки, формирующей структурный тип территории (рис.1). Как видно из диаграмм, ось сжатия ( 3) субгоризонтальна, имеет северо-запад – юго-восточную ориентировку и почти перпендикулярна шарниру складки, а ориентировка промежуточной оси (3) и шарнира складки практически совпадают. Это может свидетельствовать о сингенетичности образования складок регионального масштаба и мезоструктур взбросового типа. Сходство структурно-кинематических характеристик взбросовых трещин в триасовых и нижне-среднеюрских юрских толщах указывает, что формирование структуры региона произошло не раньше поздней юры.

Рис.1. Ориентировка взбросовых трещин и положение шарнира складки, проекция нижней полусферы (a – площадь распространения нижне- и среднеюрских отложений, b – триасовых). 1, 2, 3 – ось растяжения, промежуточная ось, ось сжатия соответственно.

Мезоструктуры сбросовой кинематики, по все видимости, являются наложенными, так как наследуют плоскости, характерные для взбросовых мезоструктур. При этом ориентировка осей напряжения схожа, однако, оси сжатия и растяжения поменялись местами (рис.2). Таким образом, ось растяжения в данном случае субгоризонтальна. Сбросовые мезоструктуры также рассекают все представленные комплексы пород, и, по всей видимости, отвечают режиму постскладчатого гравитационного оползания.

Рис.2. Ориентировка сбросовых трещин и положение шарнира складки, проекция нижней полусферы (a – площадь распространения нижне- и среднеюрских юрских отложений, b – триасовых). 1, 2, 3 – ось растяжения, промежуточная ось, ось сжатия соответственно.

Итак, на исследуемой территории четко выделяется два этапа деформации: 1) главного складкообразования, 2) постскладчатого гравитационного коллапса (оползания). В то же время морфологические характеристики ряда разрывных нарушений, развитых преимущественно в пермо-триасовом комплексе, позволяет предполагать, что первоначально они были пологими надвигами со ступенчатой (flat-ramp) формой сместистеля, а в дальнейшем были развернуты и сейчас располагаются на крыльях складки. Их образование, исходя из классических представлений структурной геологии, происходило либо в доскладчатую фазу, либо в начальные этапы складкообразования.

Этапы деформации и связанные с ними структуры показаны на рис 3.

Если последовательность формирования структур устанавливается непосредственными наблюдениями, то интерпретация их возраста основана на следующих данных.

Рис.3. Схема последовательности тектонических событий Цветковской структурной зоны.

На вероятный после-среднеюрский возраст деформаций указывает рассматривавшееся выше сходство полей напряжений в триасово-среднеюрских отложениях (рис. 1). Согласно наблюдениям в районе мыса Цветкова, позднетриасовые тектонические движения в разрезе маркируются слабо и выражены географическим несогласием и маломощной толщей конгломератов на границе триасовых и юрских отложений, что не могло отвечать существенным геодинамическим перестройкам. Более верхние горизонты юрских отложений представлены комплексами, формировавшимися в условиях спокойного осадконакопления, однако, в верхнеюрских образованиях выделена толща мощностью порядка 150 м с широким развитием конгломератов, которые представляют собой продукты размыва практически всего комплекса пород Южно-Таймырской структурно-формационной зоны от рифейских метаморфических пород и нижнепалеозойских силицитов до пермских флишоидных толщ. Вероятно, это связано с частичным поднятием территории и ее последующим размывом в ходе начальных этапов складчатых движений, которые, таким образом, предполагаются позднеюрскими. В центральной части Енисей-Хатангского прогиба отложения нижнего мела, начиная с готтерива баррема, представлены преимущественно континентальными грубообломочными толщами [2], имеющими молласоидный облик и являющимися, скорее всего, продуктами размыва располагавшихся севернее складчатых сооружений. Эти данные дают основание предполагать, что основной этап деформаций сжатия имел раннемеловой возраст. В дальнейшем территория подверглась растяжению, которое, судя по унаследованности разрывных нарушений от более ранних деформаций, является результатом постскладчатого гравитационного коллапса. В то же время нельзя исключать, что они в какой-то степени могут отражать общую обстановку растяжения, характерную для смежных частей моря Лаптевых в конце мела – кайнозое.

Данная работа является частью проекта по изучению южного побережья моря Лаптевых, поддерживаемого компанией TGS-NOPEC.

Литература:

1. Верниковский В. А. Геодинамическая эволюция Таймырской складчатой области. Новосибирск, Изд-во СО РАН, НИЦ ОИГГМ, 1996, 202 с.

2. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 000 000 лист S-47-49 – оз. Таймыр. Объяснительная записка. Отв. ред.

Ю.Е.Погребицкий (ч. 1), Шануренко (ч. 2) // СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ, 1998.

231 с 3. Объяснительная записка ГК 1000\3 S-49. СПб, ВСЕГЕИ, 2007. Гл. ред.

Проскурнин В. Ф. В печати.

4. Погребицкий Ю.Е. Палеотектонический анализ Таймырской складчатой системы. Л.: Недра, 1971. 248 с. (тр. НИИГА, т. 166).

5. Angelier J. 1994. Fault slip analysis and paleostress reconstruction. In: Hancock P.L. (ed.) Continental Deformation. Pergamon Press, Oxford, p. 53- 6. Marrett R, Allmendinger R. 1990. Kinematic analysis of fault-slip data. Journal of Structural Geology, v. 12, p. 973- НОВЫЕ ДАННЫЕ О РАСПРОСТРАНЕНИИ МОРСКИХ ТЕРРАС ВДОЛЬ ЗАПАДНЫХ БЕРЕГОВ КАСПИЙСКОГО МОРЯ В СВЯЗИ С ОСОБЕННОСТЯМИ ТЕКТОНИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ РЕГИОНА.

Идрисов Идрис Абдулбутаевич Институт геологии ДНЦ РАН, Махачкала Западные берега Каспийского моря приурочены к зоне интенсивных неотектонических движений [1]. Другой важной особенностью собственно Каспийского моря является высокий динамизм колебаний уровня моря.

Наложение этих двух процессов определяет своеобразные геоморфологические особенности западных берегов Каспийского моря.

Неотектонические процессы способствовали вертикальным перемещениям следов колебаний моря (морских террас, толщ осадков) на сотни метров [2]. Для относительно молодых колебаний уровня моря – Хвалынской трансгрессии, существенных изменений уровней морских террас не выявлено.

Однако, специфика развития собственно морских террас в тех или иных районах вдоль западных берегов Каспийского моря в значительной степени определяется геологическими особенностями этих районов [3]. Широко известным для данного берега является влияние выходов пластов пород, разной степени устойчивости на динамику береговых процессов. Например, простирание гряд сарматских известняков и их выходы на дневную поверхность в основном формируют береговую зону «Приморского Дагестана» [4]. При этом следует упомянуть, что подобные гряды известняков выделены и на морском дне.

Уверенно они диагностируются до глубин в 20 метров. На дне выходы пластов «устойчивых» к абразии пород образуют погребенный бенч [4].

Влияние выходов устойчивых к абразии пород проявляется в четкой зависимости от приуроченности этих выходов к определенным тектоническим структурам. В частности резкое угловое несогласие четвертичных пород и подстилающих их сарматских известняков, которое прямо связано с неотектоническими перемещениями последних приводит к формированию специфических обстановок. Пласты сарматских пород (известняки) которые имеют большие углы падения защищают от абразии слои вышележащих рыхлых пород. На северо-восточных крыльях антиклиналей пласты падают в сторону моря. В этих пологопадающих пластах изредка формируются неглубокие клифы [3]. Если пласты падают в сторону суши (то есть на юго-запад), то образуются крутые (обращенные к морю) уступы. При описании геоморфологических особенностей части западных берегов и дна Каспийского моря в условно выделенном секторе «Приморского Дагестана» [4], четко показано влияние выходов «устойчивых» к абразии пластов известняка и песчаника на геоморфологические особенности региона.

При этом условность выделения «Приморского» Дагестана не позволила подойти к решению рассматриваемого вопроса системно. К данному региону был отнесен фрагмент берега и палеотеррас Каспийского моря расположенный к югу от сужения низменностей в районе г. Махачкалы. Это привело к тому, что участки к северу от этого сужения имеют отличные геоморфологические особенности. Однако в ходе детальных геоморфологических исследований дна Каспийского моря у северной оконечности данного района сформировалось представления о существовании новых тектонических зон (антиклиналей и синклиналей) полностью расположенных на дне моря непосредственно к востоку от современного берега [5]. Данный вывод прямо вытекает из представлений о том, что Каспийское море отличается крайне высоким динамизмом колебаний уровня. Соответственно современный уровень моря на высотах – 27 метров, является кратковременным и не имеет привязки к неким важным рубежам в истории моря. То есть уровень моря мог быть и на десятки метров выше или ниже современного, соответственно это привело бы к тому, что затопленные сейчас тектонические структуры могли быть в субаэральных условиях, либо выявленные сейчас структуры могли быть затоплены. Поскольку никаких предпосылок для предположений о резких изменениях тектонического режима региона привязанных к современному уровню Каспийяского моря нет, то соответственно можно предположить, что наблюдаемые сейчас на суше неотектонические особенности могут существовать и на дне моря. Во всяком случае это можно предположить для вдольбереговой полосы дна шириной в несколько километров. Данные предположения и результаты специализированных исследований привели к идее о наличии новой антиклинальной зоны к востоку от «Восточной», эта зона была названа «Морской». Ряд выделенных структур этой зоны уже подготовлен к поисковым работам на углеводороды.

Возвращаясь к северным границам «Приморского» Дагестана можно вспомнить, что они были выделены вне связи с существенными изменениями природных условий. Соответственно можно уверенно, предполагать, что если дополнительные антиклинальные зоны выделяются на дне вдоль современных берегов «Приморского» Дагестана, то есть вдоль западных берегов древнекаспийских морских бассейнов, то те же самые зоны могут быть развиты и вдоль всех этих берегов в данном регионе. Если обратиться к природным особенностям региона, то такие зоны могут быть развиты на продолжении «Приморского» Дагестана к северо-западу. Однако в отличие от морских условий южной части, здесь они расположены на суше. Предположение о развитии «Морской» антиклинальной зоны к северу – северо-востоку от «Восточной», которое было сделано для южной части изучаемого региона, уверенно подтверждается и для северной части. В частности выделяются антиклинали Шамхал-булак северный и Сафарали. При этом большая часть антиклиналей погребена под пластом четвертичных отложений Каспия. Лишь в ряде мест имеются останцы в виде холмов чокракских песчаников, поднимающихся над хвалынскими морскими террасами.

В свое время дл подтверждения наличия «Морской» антиклинальной зоны Леонтьевым предполагалось осуществить строительство искусственного острова восточнее м.Сатун и бурение с него скважин [5]. В свете данных о схожем тектоническом строении «Предгорного Дагестана» и южной части Терско Сулакской низменности, можно предположить, что выявленные структурные элементы распространяются не только в море к востоку от м.Сатун, но и выходят на сушу к северу от Махачкалы.

Район детального геоморфологического изучения «Предгорного Дагестана» был ограничен с севера г.Махачкалой [3], что привело к тому, что важные для понимания особенностей развития природы регион, участки не были тщательно изучены. Однако, непосредственно к северу от Махачкалы (по направлению к устью р.Сулак) находятся промыслы Караман, то есть черные камни. Такое название дано, по многочисленным выходам коренных пород, непосредственно в береговой зоне. Эти породы представлены пластами сцементированных хазарских конгломератов. Фактически данный район аналогичен району м.Сатун. Только в отличие от него он был завален аллювиальными наносами рек (Сулака, Терека и Шура-озени).

Анализ крупномасштабных карт и непосредственно полевые наблюдения позволяют уверенно диагностировать широкое развитие морских террас и элементов рельефа этих образований (вытянутых песчаных береговых валов, террасовых уступов и т.д.) вдоль северных предгорий Дагестана (к северо востоку от г.Махачкала). Фактически морские террасы четко сохраняют свои особенности на участках выше -20 м. Показательно, что между этой отметкой и речными валами Сулака располагается пониженная выровненная зона. Эта зона занята системой Алтауских мелководных озер-прудов (имеются и другие названия). Такие озеровидные образования протягиваются вдоль предгорий на протяжении первых десятков километров. С севера они ограничены речными валами, а с юга морскими террасами, которые довольно резко обрываются к этой системе понижений. Фактически данные понижения представляют собой дно Новокаспийского морского бассейна. Отметки поверхности дна этих образований от -20 до -23 метров.

Район развития морских террас вдоль северных предгорий Дагестана таким образом можно оконтурить следующими рубежами. Со стороны низменности береговой уступ Новокаспийских бассейнов, на высоте -20метров.

С северо-запада – конус выноса (континентальная дельта) р.Сулак. В южной части осложнен маломощным конусом выноса р.Шура-озень. В ряде мест сквозь этот конус можно выявить полупогребенные формы рельефа (в виде холмов, валов и т.д.). С юга-востока граница морских террас осложнена дюнными песками вдоль северной окраины Махачкалы. В 5 км от крутого изгиба берега на север (в районе Караман), можно провести линию условного прекращения влияния выходов слабоабрадируемых дохвалынских пород.

Зона развития хвалынских и низких хазарских террас к северо-западу от Махачкалы вытянута на протяжении 40 км. В районе Махачкалы ширина зоны до 7 км. Далее к северо-западу расширяет до 9 км. Еще далее к северо-западу резко сокращается до 3 км, вплоть до сел.Кульзеб. Северо-западнее него практически замещается конусом выноса р.Сулак. Общая площадь данного региона развития морских террас около 250 кв.км.

Литература:

1. Милановский Е.Е. Новейшая тектоника Кавказа. М., 1968. 482с.

2. Рычагов Г.И. Плейстоценовая история развития Каспийского моря. М.:

Изд-во МГУ, 1997. 268с.

3. Фотеева Н.И. Рельеф Восточного Дагестана. дисс.канд.геогр.наук. М., 1954. 458с.

4. Геоморфология морских берегов и дна Каспийского моря. Леонтьев О.К., Маев Е.Г., Рычагов Г.И. М.: Изд-во МГУ, 1977. 208с.

5. Комплексные исследования Каспийского моря. Под ред. О.К.Леонтьева.

М.: Изд-во МГУ, Вып. 5. 1977.

ЧУКОТСКОЕ МОРЕ. СТРОЕНИЕ И РАЗВИТИЕ УШАКОВСКОЙ ПОСТСЕДИМЕНТАЦИОННОЙ АНТИКЛИНАЛЬНОЙ СТРУКТУРЫ Ихсанов Булат Ильдарович Геологический факультет МГУ, Москва, bulat2004@mail.ru Основным элементом развития экономики России в целом, а также Дальневосточного и Сибирского федеральных округов является состояние топливно-энергетического комплекса. В настоящее время одной из проблем дальнейшего развития топливно-энергетической базы является изучение геологического строения Арктических осадочных бассейнов — основной ресурсной базы XXI века.

В данной работе рассмотрены строение и развитие постседиментационной антиклинальной структуры, известной под названием Ушаковская, расположенной в тектонически осложннной юго-западной части Лонгско Чукотского осадочного бассейна Чукотского моря.

На рисунке 1 показана схема изученности исследуемой акватории 2D сейсморазведкой компаниями ДМНГ и TGS с нанеснной на не Ушаковской структурой.

В зоне, в которой находится рассмотренная структура, происходит смена направления тренда разломов, расположенных в южной части Чукотского моря, с северо-западного на, преимущественно, северо-севро-западное направление (рисунок 2).

На временных разрезах (Рисунок 3) поднятие чтко выделяется в виде двух основных и нескольких сопровождающих пиков, захватывающих большую часть осадочного чехла, начиная с акустического фундамента и до, предположительно, кровли среднемиоценовых отложений.

Рисунок 1. Схема изученности Чукотского моря.

Рисунок 2. Схема расположения разломов в районе Ушаковской структуры.

Рисунок 3. Временные разрезы по профилям, проходящим через Ушаковскую структуру.

Рассмотрим историю развития Ушаковской структуры. Опираясь на проведнную корреляцию, стало возможным поэтапное представление изменений происходивших в осадочном чехле акватории Чукотского моря.

Выделенные горизонты соответствуют акустическому фундаменту и несогласным границам, разделяющим, отложения предположительно верхнемелового (с апт,альба), палеоцен-эоцен, олигоценового среднемиоценового, верхнемиоценового и четвертичного возрастов (специалисты компаний BP и НК-Роснефть).

1. На временном разрезе, с выравниванием горизонтов по несогласию MZ KZ, по степенному распределению мощности осадочного чехла однозначно выделяется рифтовая структура, имевшая место в альб-допалеоценовое время (Рисунок 4).

Рисунок 4. Временной разрез, выровненный по MZ-PZ несогласию.

2. Вторым этапом следует выделение временного интервала палеоцен эоцен, который характеризуется началом деформаций, а именно, поднятием в южной части структуры, что на временном разрезе характеризуется утонением осадочной толщи в области 1 (рисунок 5) и восстановлением е далее на север.

1 Рисунок 5. Временной разрез, выровненный по кровле эоцен-олигоценового комплекса.

3. На следующей картине наблюдается умеренное продолжение роста южного пика структуры и активное развитие области 2 (Рисунок 6), что характеризуется заметным утонением осадочного чехла олигоцен среднемиоценового возраста при движении к областям 1 и 2 в северном и южном направлениях соответственно.

1 Рисунок 6. Временной разрез, выровненный по кровле среднего миоцена.



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 6 |
 





 
© 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.