close

Вход

Забыли?

вход по аккаунту

?

ГЕОЛОГИЯ И МИНЕРАГЕНИЯ ЗАБАЙКАЛЬЯ

код для вставкиСкачать
МИНИСТЕРСТВО ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ И ЭКОЛОГИИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ УНИТАРНОЕ ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПРЕДПРИЯТИЕ
«ЧИТАГЕОЛСЪЁМКА»
ГЕОЛОГИЯ И МИНЕРАГЕНИЯ ЗАБАЙКАЛЬЯ
Сборник докладов и статей
к научно-производственной конференции,
посвященной шестидесятилетию ФГУГП «Читагеолсъемка»
22-23 апреля 2010 г.
Чита, Россия
УДК 550+552
ББК Д 3/5
Геология и минерагения Забайкалья: Сборник докладов и статей к научно-производственной
конференции, посвящённой шестидесятилетию Федерального государственного унитарного
геологического предприятия «Читагеолсъёмка», Чита, 22-23 апреля 2010 г. Изд-во ЗабГГПУ, 2010. – 298
с.
ISBN 978-5-85158-610-1
Сборник содержит доклады конференции, посвященной различным вопросам геологии и
минерагении Забайкальского края и сопредельных территорий. Значительная часть статей охватывает
широкий круг вопросов, связанный с условиями образования и локализации месторождений полезных
ископаемых. Приведена новая информация по стратиграфии, магматизму и тектонике региона.
Завершают сборник работы, посвященные проблемам экологии, гляциологии, геологии четвертичных
образований и другим вопросам.
Материалы конференции будут полезны широкому кругу специалистов, работающих в области
геологии и занимающихся состоянием окружающей среды.
Редакционная коллегия
С.П. Карелин, А.В. Куриленко (отв. за выпуск), Е.В. Нечепаев, И.Г. Рутштейн, Н.Н. Чабан
Печатается по решению НТС ФГУГП «Читагеолсъёмка»
ISBN 978-5-85158-610-1
ЗабГГПУ, 2010
ФЕДЕРАЛЬНОМУ ГОСУДАРСТВЕННОМУ УНИТАРНОМУ
ГЕОЛОГИЧЕСКОМУ ПРЕДПРИЯТИЮ
«ЧИТАГЕОЛСЪЁМКА» 60 ЛЕТ
Н.Н. Чабан, Е.В. Нечепаев
ФГУГП «Читагеолсъёмка», Чита, geokart_chita@mail.ru
Организованная в 1950 году в составе Читинского геологического управления
Топогеодезическая (Комплексная геологосъёмочная, Центральная геологосъёмочная)
экспедиция, впоследствии преобразованная в Федеральное государственное унитарное
геологическое предприятие «Читагеолсъёмка», в новой форме продолжает свою дея­
тельность и ныне. В ходе неоднократно проводимых реорганизаций геологической от­
расли, изменялось лишь название Предприятия, частично – его структура и кадровый
состав, но приоритетное право на проведение в границах Читинской области регио­
нальных геологических исследований за ним неизменно сохранялось.
На начальном этапе деятельности Предприятия, с момента его создания и до се­
редины семидесятых годов прошлого столетия, на всей территория Читинской области
было практически завершено геологическое картографирование масштабов 1:1000000 и
1:200000, результаты которого послужили основой для последующих региональных
обобщений, нашедших своё отражение на изданной в 1973 году первой геологической
карте Читинской области масштаба 1:500000, а спустя три года – на геологической кар­
те области масштаба 1:1000000. Обе карты, составленные группой авторов под редак­
цией В.В. Старченко и И.Г. Рутштейна, учитывали весь комплекс знаний того периода
времени по стратиграфии, магматизму, метаморфизму и тектонике Забайкалья. Основ­
ными геологическими достижениями тех лет считаем расчленение докембрийских ме­
таморфических образований на севере Читинской области и в пределах Монголо-Охот­
ского складчатого пояса, разработку схем стратиграфии и магматизма докембрийских,
палеозойских и мезозойских образований Восточного Забайкалья, тектоническое и ме­
таллогеническое районирование всей территории с разделением её на ряд структурноформационных зон, выяснение главных закономерностей распределения полезных ис­
копаемых в регионе с обоснованными рекомендациями по дальнейшему направлению
геологосъёмочных и поисковых работ.
Крупномасштабное геологическое картографирование, начатое предприятием в
конце пятидесятых - начале шестидесятых годов прошлого столетия главным образом в
пределах известных горнорудных районов области и достигшее своего апогея к 70-80
годам (более 55% территории области), в немалой степени способствовало дальнейше­
му совершенствованию знаний о геологическом строении и металлогении рудных райо­
нов Забайкалья и пополнению базы для дальнейшего прогнозирования и поисков раз­
личных видов минерального сырья. Параллельно с проведением геологической съёмки
масштаба 1:50000 в этот период времени с целью уточнения возраста стратифициро­
ванных образований палеозоя, мезозоя и кайнозоя Восточного Забайкалья широко вне­
дрялись биостратиграфические исследования. Всё это время продолжались работы по
созданию и усовершенствованию опорных легенд Кодаро-Удоканской, Становой, Хи­
лок-Витимской, Дарасунской, Приаргунской серий листов Государственной геологиче­
ской карты РФ масштаба 1:50000.
В 1992 году выходом в свет Геологической карты Читинской области масштаба
1:500000 под редакцией И.Г. Рутштейна, был подведён итог всем проведённым на тер­
ритории Восточного Забайкалья региональным геологосъёмочным и тематическим ра­
ботам, Созданная карта и по сей день пользуется повышенным спросом у специали­
3
стов, занимающихся проблемами геологии Забайкалья и сопредельных территорий, не­
смотря на то, что некоторые проблемные вопросы геологии региона, такие, например,
как выяснение природы докембрийских метаморфических комплексов севера области и
корреляция их с археем Западно-Становой зоны, стратиграфия рифея-нижнего палеозоя
Приаргунья, формационное расчленение гранитоидов этого возрастного уровня и ряд
других, не получили однозначного решения. Позднее, в 1996 году на её основе была со­
ставлена геологическая карта Читинской области масштаба 1:1000000 (К.К. Анашкина
и др.), дополненная новыми данными, в том числе и по полезным ископаемым террито­
рии.
В течение всего последующего периода времени, специалистами ФГУГП «Чита­
геолсъёмка» подготовлено к изданию 28 комплектов (30% площади) Государственной
геологической карты Российской Федерации масштаба 1:200000 второго поколения, ко­
торым предшествовало создание опорных легенд Кодаро-Удоканской (И.А. Томбасов),
Олёкминской (С.А. Козлов, Е.А. Зайков), Даурской (Е.В. Нечепаев, С.Н. Пехтерев) и
Приаргунской (А.Ф. Озерский) серий листов ГГК-200, и при участии группы сотрудни­
ков ВСЕГЕИ - три листа Государственной геологической карты РФ масштаба
1:1000000 третьего поколения: M-49 (С.Н. Пехтерев, Е.В. Нечепаев и др), M-50 (Е.А.
Шивохин, А.Ф. Озерский и др.), N-50 (С.А. Козлов, С.А. Новченко и др.)
Параллельно с проведением геологосъёмочных работ по Госконтрактам, в тече­
ние последнего десятилетия специалистами Предприятия были проведены тематиче­
ские работы по петрологии, тектонике и металлогенической роли динамометаморфиче­
ских комплексов Юго-Восточного Забайкалья (И.Г. Рутштейн, Г.И. Богач и др., 2001),
составлению карты золотоносности Забайкальского края масштаба 1:500000 (С.П. Ка­
релин, и др., 2009), карты закономерностей размещения и прогноза месторождений
цветных и редких металлов масштаба 1:750000 (И.Г. Рутштейн и др., 2005) карты
кайнозойских отложений масштаба 1:1000000 (Ф.И. Еникеев, 2001), каждая из которых
представляет собой весьма обстоятельную, составленную на современном научном
уровне сводку данных по насущным проблемам геологии и металлогении края, базиру­
ющихся на дополнительно полученном фактическом материале и новых идеях.
Из договорных работ, проводимых Предприятием в течение последнего десяти­
летия, необходимо отметить участие наших специалистов в проводимом ИМГРЭ
многолетнем (1993-2003г.г.) цикле работ по многоцелевому геохимическому картогра­
фированию территории Забайкалья (листы M-49, M-50, N-50), завершившемся состав­
лением прогнозно-геохимической карты Читинской области масштаба 1:1000000, и
проведение работ по технико-экономическому обоснованию целесообразности освое­
ния месторождений полезных ископаемых и определению разведочных кондиций для
подсчёта запасов различных видов минерального сырья.
Важнейшим результатом планомерного проведения ФГУГП «Читагеолсъёмка»
за всю историю его существования геологосъёмочных и поисковых работ на террито­
рии Читинской области было открытие ряда месторождений молибдена (Жирекенское),
вольфрама (Бом-Горхонское, Моклаканское, Кагдагачинское), железа (Сулуматское),
меди (Торгинское), каменного угля (Красночикойское), урана (Берёзовское), магнезита
(Ларгинское), цеолитов (Шивыртуйское), золота («Вершина Бахтарнака», Бухтинская и
Берёзовская группы россыпей), олова (Ары-Булакская россыпь), керамзитовых глин
(Холинское, Улан-Одонское), не считая множества объектов нерудного минерального
сырья и перспективных площадей, обеспеченных прогнозными ресурсами категории Р3.
И в настоящее время ФГУГП «Читагеолсъёмка», являясь единственным в За­
байкальском крае предприятием по региональным геологическим исследованиям, про­
должает проводить работы по геологическому доизучению площадей масштаба
1:200000 с целью создания комплектов Государственной геологической карты Россий­
4
ской Федерации масштаба 1:200000 второго поколения, как научной основы для реше­
ния ряда проблем народного хозяйства, планирования геологоразведочных работ и
оценки перспектив территории на различные виды полезных ископаемых.
Квалификация наших специалистов всегда была и остаётся достаточно высокой.
Из анналов Предприятия вышло 15 докторов и 54 кандидата геолого-минералогических
наук, многие из которых и ныне продолжают работать в научно-исследовательских
учреждениях Москвы, Санкт-Петербурга, Иркутска и других городов России. Геолога­
ми Предприятия в сотрудничестве со специалистами ряда научно-исследовательских
институтов России написано и опубликовано несколько монографий, наиболее востре­
бованы из которых «Геологическое строение Читинской области (К.К. Анашкина, К.С.
Бутин и др.. 1987), «Минерально-сырьевые ресурсы Читинской области» (редакторы
В.С. Чечеткин, И.Г. Рутштейн, 1996), «Атлас фауны и флоры Забайкалья» (А.В. Кури­
ленко, Г.В. Котляр, Н.И. Раитина и др., 2002), «Кайнозой Забайкалья» (В.В. Карасёв,
2002), «Гляциальный морфогенез и россыпеобразование Восточного Забайкалья» (Ф.И.
Еникеев, В.Е. Старышко, 2010).
Более 60 наших специалистов в своё время работали за рубежом, 70 человек
были награждены орденами и медалями бывшего СССР, Российской Федерации и ряда
иностранных государств.
Нельзя не назвать и наиболее отличившихся в познании геологии края предста­
вителей науки и геологов-съёмщиков Предприятия, отдавших в разные годы Забайка­
лью свои знания и опыт. Среди них: В.А. Амантов, А.Н. Ефимов, Л.А. Козубова, Г.В.
Котляр, Т.М. Окунева, В.В. Павлова, Л.И. Салоп, И.Н. Тихомиров (ВСЕГЕИ); Е.М.
Лейфман, Ю.Ф. Мисник (Львовский гос. университет), А.Ф. Мушников (Университет
дружбы народов им. Патриса Лумумбы); Г.Б. Гиммельфарб, М.З. Глуховский, В.С. Фе­
доровский, В.С. Шульгина (Всесоюзный аэрогеологический трест); К.К. Анашкина,
Н.А. Артамонова, Е.В. Барабашев, Е.А. Беляков, В.Д. Гунбин, А.Д. Канищев, Н.П. Ко­
стяков, В.П. Краснов, А.Ф. Кургузкин, А.Ф. Озерский, Ю.Д. Пенягин, Ю.П. Писцов,
Л.И. и В.А. Попеко, И.Г. Рутштейн, С.М. и Ст.М. Синица, М.И. Стецюк, В.И. Сизых,
Л.П. Старухина, В.В. Старченко, И.А. Томбасов, Н.А. Трущова, Г.Ф. Уфимцев, И.Н.
Фомин, Н.Н. Чабан, В.И. Шульдинер, Л.Е. Эйдельман (Геологосъемочная экспедиция ФГУГП «Читагеолсъёмка) и многие другие.
Несмотря на экономические катаклизмы последнего времени, ФГУГП «Чита­
геолсъёмка» удалось не растерять имеющийся интеллектуальный потенциал, сохранив
передовую группу высококвалифицированных геологов-съёмщиков, и продолжать
свою деятельность по геологическому изучению недр Забайкалья в новых условиях.
ОТ 1950 ДО 2010: ГЛАВНЕЙШИЕ ИТОГИ, ПРОБЛЕМЫ И ПЕРСПЕКТИВЫ
И.Г. Рутштейн
ФГУГП “Читагеолсъемка”, ООО “Востокгеология”, Чита, rut-75@yandex.ru
Этот доклад имеет целью проследить, в ближайшей ретроспективе, прогресс
знаний о геологическом строении и металлогении интереснейшего фрагмента верхней
части земной коры, в пределах которого расположен Забайкальский край. Вместе с тем,
доклад в основном характеризует ту роль, которую сыграла в этом росте знаний произ­
водственная и научная деятельность специалистов сегодняшнего коллективного юбиля­
ра. Обширность темы позволяет коснуться только ее общих контуров – тех сторон и ре­
зультатов исследований, которые, как представляется автору, имеют сравнительно ши­
рокое значение. При этом не всегда можно было отделить исследования юбиляра от ре­
зультатов геологосъемочных работ, выполнявшихся другими экспедициями Читинско­
го геологического управления – ПГО “Читагеология”, поскольку во многом это – итоги
5
параллельной работы и взаимодействия. Далее, автор не имел возможности из-за крат­
кости обзора затронуть специально такие важные стороны исследований, как геофизи­
ка, геохимия, палеонтология и геоморфология. Кроме того, характер темы и сжатость
текста заставляют отказаться от перечисления фамилий очень многих специалистов,
внесших вклад в “копилку знаний”, и называть их лишь в тех случаях, когда необходи­
мо яснее ориентировать в сути вопроса. Такие, к сожалению неизбежные, ограничения
восполняются существованием многих специальных опубликованных и фондовых ма­
териалов [1, 2, 6, 7, 15 и мн. др.].
Самое начало 1950-х годов, когда только что созданное Читинское геологиче­
ское управление наполнялось выпускниками ВУЗов и техникумов, было временем
напряженных острых дискуссий по главнейшим вопросам геологии и металлогении
Восточного Забайкалья. Вот как знатоки Забайкалья характеризовали его геологиче­
скую изученность в тот период.
“В первую очередь необходимо отметить, что до сих пор отсутствует единая
стратиграфическая схема… и взгляды различных исследователей на геологию региона
часто резко различаются между собой.
Наиболее слабо изученной частью геологического разреза является комплекс
древних образований… в настоящее время не существует сколько-нибудь надежных
критериев для отделения нижнепалеозойских отложений от докембрийских, … расчле­
нения последних на архейские и протерозойские. Даже в пределах Агинского поднятия,
сложенного в основном палеозойскими образованиями, … не удается выделить
комплексы древнейших, в том числе и нижнепалеозойских осадочных пород.
Наименее изученным является разрез наиболее древних образований ОлекмоВитимской горной страны. А между тем изучение этого комплекса имеет весьма важ­
ное… значение, если учесть, что часть этих образований… близка к иенгрской серии,
содержащей промышленные скопления железа, флогопита и пьезокварца.
Изучение юрских отложений… имеет очень важное значение, так как они опре­
деляют возраст целого ряда интрузивных пород. Обоснованное расчленение юрских от­
ложений помогло бы… определить связь Восточного Забайкалья с… Монголо-Охот­
ской складчатой областью.
Однако в стратиграфии юрских отложений существует еще ряд неразработан­
ных вопросов… Крайне слабо изучены нижнемеловые отложения… Все это… обусло­
вило… значительное расхождение во взглядах на возраст и строение интрузивных об­
разований региона… Изучение мезозойских интрузий является чрезвычайно важной за­
дачей, так как именно с ними… связано подавляющее большинство промышленных ме­
сторождений.
Необходимо отметить, что наиболее слабо изучены магматические породы се­
верной части области… где развитие осадочных пород крайне ограничено… В связи с
неразработанностью стратиграфии и вопросов магматизма недостаточно изучены и
другие важнейшие вопросы геологических исследований: история геологического раз­
вития, тектоника, полезные ископаемые и металлогения” [1, стр. 16-19].
Молодым неопытным энтузиастам посчастливилось сразу же окунуться в нака­
ленную обстановку противостояния региональных геологических школ. По тогдашне­
му мнению геологов ВСЕГЕИ и ГИН АН СССР (группы Ю.А. Билибина, Н.А. Авдон­
цева и др.) в мезозойской геосинклинальной области этого региона преобладают круп­
нейшие, сложного строения, массивы юрских гранитоидов. Результаты работ группы
Львовского ГУ (В.Н. Козеренко, А.Ф. Мушников и др.) свидетельствовали, напротив, о
доюрском, палеозойском возрасте крупных гранитоидных плутонов и гораздо меньшем
распространении более молодых рудоносных интрузивов. И той и другой школой были
выработаны общие, по сути взаимодополняющие, геолого-металлогенические концеп­
6
ции. В первом случае это теория стадийного развития геосинклинальных поясов [3 и
др.], во втором – концепция структурно-фациальных зон геосинклинали и их роли в эн­
догенной металлогении [11 и др.].
Начавшиеся в это время, еще разрозненные, геологические съемки масштаба
1:50000 шаг за шагом приходили к выводу о залегании нижне-среднеюрских терриген­
ных толщ на денудированной поверхности гранитоидных плутонов. Однако полная
картина этих взаимоотношений стала проясняться, когда с середины 1950-х г.г. нача­
лось составление листов Восточно-Забайкальской серии Геологической карты СССР
масштаба 1:200000. Эти же годы были началом широких тематических исследований
стратиграфии юры, палеозоя и рифея, а затем – нижнего мела и кайнозоя, сопровождав­
ших картосоставительские работы. Составленная тогда под руководством А.Ф. Мушни­
кова [13] схема стратиграфии морских юрских отложений Восточного Забайкалья -одна из наиболее подробно разработанных в пределах Монголо-Охотского пояса – ис­
пользовалась в геологосъемочных работах без существенных правок почти до конца
прошлого столетия. Стратиграфическое и фациальное изучение нижнемеловых отложе­
ний, проведенное Ю.П. Писцовым, позволило с определенностью заключить, что они
выполняют рифтогенные структуры (а не являются ни остатками толщ в наложенных
грабенах, ни выходами в эрозионных “окнах” крупных аллохтонов, как считалось
когда-то). Те же исследования привели к выводу, что раннемеловая речная сеть в юговосточной части Забайкалья имела направление стока, противоположное кайнозойской.
Этот факт еще ждет своего применения в прогнозе ископаемых россыпей.
Немалые проблемы представило тогда же изучение стратиграфии палеозойских
и более древних (?) отложений т.н. Агинского поля и Приаргунья, неоднократно впо­
следствии возобновлявшееся. Особые затруднения при тематических исследованиях
доставило определение характера стратиграфических соотношений среднего палеозоя и
предполагаемого верхнего докембрия, поскольку их видимое согласное залегание по­
нималось по-разному. Позднее наиболее древние агинские разрезы стали рассматри­
ваться как нижнепалеозойские. Одновременно со всей возможной детальностью были
расчленены стратиграфические разрезы верхнего палеозоя в Борзинской и Чиронской
структурах, верхнего палеозоя-нижнего мезозоя Среднеононского блока, получили
сравнительно подробную характеристику отложения триаса, верхнего мезозоя и кайно­
зоя.
Всеобщее признание в то время получила концепция, согласно которой Вос­
точное и Центральное Забайкалье принадлежат к области палеозойской и мезозойской
складчатости с ее, сохранившимися в современной структуре, фрагментами геосинкли­
нальных зон, внутренними и краевыми массивами, прошедшими на завершающих эта­
пах орогенную перестройку. Отчетливо выявилась специфическая черта юрской текто­
ники Шилка-Аргунского междуречья – универсальная структурная асимметрия с на­
клоном осевых поверхностей складок и разломов к северо-западу и погружением фун­
дамента прогибов по их простиранию на юго-запад. Ясно вырисовалась структурномагматическая и металлогеническая (близкая к концентрической) зональность ХэнтэйДаурского мегасвода; последний был квалифицирован [12] как тектонотип крупных ру­
доносных структур в орогенах. В то же время вполне отчетливо проявилась одна из са­
мых важных черт геологического строения Восточного Забайкалья, с которой связаны
региональные особенности пространственного размещения полезных ископаемых, а
именно наивысшая сложность краевых частей структурно-формационных зон, отделен­
ных одна от другой широкими системами главных разломов: Чикойского, ЗападноАгинского, Восточно-Агинского и наиболее ярко – разломами Пришилкинской (Бор­
щовочной) системы. Эти широкие полосы отличаются особым многообразием воз­
растных и петрологических типов геологических формаций, наивысшей сложностью
7
тектонических структур, повышенной концентрацией признаков рудной минерализа­
ции.
Следует отметить также, что на рассматриваемом этапе исследований забайкаль­
ские геологи с недоверием относились к прежним (до 1930-х годов) выводам исследо­
вателей из группы Геолкома о большой роли крупных надвигов в геологическом строе­
нии Восточного Забайкалья. На разрезах геологических карт стали демонстрироваться
преимущественно крутопадающие системы разломов, в том числе рудоконтролирую­
щие. С этого времени и многие годы позднее геологи нередко упускали из виду призна­
ки пологих тектонических перекрытий, ориентируясь на постулаты “вертикалистской”
тектоники.
Металлогенические выводы базировались, с теми или иными модификациями,
на составленной (точнее детализированной) десятилетием раньше схеме рудных поясов
С.С. Смирнова [18]. Широко использовались представления об определяющей роли
раннемезозойских геосинклинальных структурно-фациальных (структурно - формаци­
онных) зон в пространственном размещении различных геолого-формационных типов
позднемезозойского эндогенного оруденения. Иные взгляды развивали сторонники
точки зрения Г.И. Князева [9], согласно которой Восточное Забайкалье состоит из се­
рии жестких (консолидированных) массивов – выступов доюрского фундамента, окру­
женных мобильными зонами; эти последние контролируют размещение эндогенных
рудных месторождений. Здесь уже был фактический переход от структурных ре­
конструкций собственно геосинклинальной стадии к рассмотрению региональных эле­
ментов стадии орогена, выраженных в его морфоструктурах.
Известно, что металлогеническое значение орогенных структур многократно де­
монстрировалось многими исследователями. Здесь надо добавить важное уточнение: в
1970-х годах Ст.М. Синица [17] доказал, что кристаллический фундамент Восточного
Забайкалья подвергся в юрское время зональному метаморфизму в условиях амфибо­
литовой фации и пластическим деформациям, вследствие чего выступы его могут при­
обретать вид гнейсо-гранитных плутонов, залегающих в глубокометаморфизованной
“раме” (Цаган-Олуйский, Борщовочный и др.). Этим же было подтверждено высказан­
ное почти полвека назад заключение Ю.М. Шейнманна о том, что граниты фундамента
участвуют в пликативных деформациях в ядрах крупных юрских антиклиналей.
Позднее благодаря исследованиям ВСЕГЕИ стало ясно, что петрологически подобные
явления имели место и в палеозое Центрального Забайкалья (Малханский плутон и мн.
др.).
Геологосъемочные и картосоставительские работы масштаба 1:200000 развива­
лись далее к северу, охватывая пространство Олекмо-Витимской горной страны от ле­
вобережья Шилки до реки Калар в системе хребтов Янкан и Удокан – труднодоступ­
ную и наименее изученную ранее территорию, сложенную в основном гранитоидами и
метаморфическими породами. По согласному мнению, которое укреплялось по мере
исследований, эта часть Забайкалья относится к области раннепротерозойской складча­
тости, подвергшейся в палеозое и мезозое многократной тектоно-магматической пере­
работке. Несмотря на кажущееся однообразие многих кристаллических образований,
постепенно удалось расчленить их на возрастные, фациальные и формационные груп­
пы гранитоидов, выделить крупные тектонические блоки архейских (?) метаморфитов,
выявить резко несогласные структурные соотношения последних с генеральными ран­
непротерозойскими структурами, разработать региональную схему стратиграфического
расчленения докембрийских метаморфических пород. Особенно важную роль в даль­
нейших работах сыграли результаты изучения мезозойских магматических образова­
ний, главным образом – рудоносных гипабиссальных интрузий. Созданная тогда схема
расчленения мезозойских интрузий подтвердила возрастную и петрологическую сопо­
8
ставимость их с комплексами Шилка-Аргунского междуречья; при этом выявилось зна­
чительное увеличение щелочности массивов молодых гранитоидов в направлении к се­
веру. Результаты проведенных исследований вошли в обоснование концепции внегео­
синклинальной тектоно-магматической активизации древних структур [19].
Изученность забайкальского севера в районах хребтов Удокан и Кодар уже в
самом начале геологосъемочных работ масштаба 1:200000 была более высокой, чем в
остальной части Олекмо-Витимской серии листов. Благодаря многолетним исследова­
ниям Л.И. Салопа [16] и ряда других геологов для этой территории на западной окраи­
не Алданского щита имелись удовлетворительно разработанные схемы стратиграфии
нижнего протерозоя (удоканская серия), платформенных отложений докембрия и па­
леозоя, древнейших и более молодых плутонических образований. Составлением
комплекта среднемасштабной карты здесь занимались геологи ВАГТ, которым удалось
быстрыми темпами значительно усовершенствовать представления о геологии докем­
брийских образований.
Таким образом, уже в конце 1950-х –1960-х годах почти вся площадь ВосточноЗабайкальской, а следом и Олекмо-Витимской серии получила вполне надежную, по
тем временам, полистную геологическую карту масштаба 1:200000. На ее основе были
значительно уточнены представления о геологической истории региона и основных ме­
таллогенических факторах. Качество этой работы забайкальских геологов, как отмеча­
лось при ее апробации в НРС ВСЕГЕИ, оказалось одним из самых высоких среди ряда
других регионов. Здесь нельзя не отметить всестороннего практического участия, про­
дуктивного методического и научного руководства, которое обеспечили В.В. Старчен­
ко, В.И. Шульдинер, А.Ф. Озерский, Н.А. Артамонова, и другие геологи.
Очень многие важные результаты были получены во взаимодействии, парал­
лельных исследованиях и отчасти под руководством специалистов ВСЕГЕИ, Льв.ГУ,
УДН, ЦНИГРИ, ГИН, ИГЕМ, ВСНИИГГиМС и других. В этот период была сделан оче­
редной большой шаг в понимании забайкальской геологии.
Накопленные в то время новые данные позволили приступить к очередному
комплексному анализу закономерностей размещения полезных ископаемых по
большим группам листов ГСР. Одна за другой была создана целая серия металлогени­
ческих карт масштаба 1:200000, которые охватили северо-восточную часть золото-мо­
либденового пояса (Е.М. Лейфман, В.В. Старченко и др., 1966 г.), восточную часть
Центрального Забайкалья (В.В. Старченко, В.П. Краснов и др.,1969 г.), Агинский (При­
ононье) и Кукульбейский рудные районы (А.М. Гребенников, Н.Н. Чабан, В.Д. Огород­
ников и др., 1966 и 1969 г.г.) и другие площади. Основное внимание было уделено вы­
явлению связей оруденения как с древними структурно-формационными комплексами,
так и с факторами тектоно-магматической активизации, проявившимися в собственно
металлогеническую эпоху. Показано, например, что в распределении рудных формаций
мезозойского возраста первостепенное значение имеют тектоно-магматические особен­
ности отдельных частей крупных сводовых и межсводовых структур, связанные, в
свою очередь, с типом строения земной коры.
Следующим шагом был переход к систематическим геологосъемочным работам
масштаба 1:50000, вначале преимущественно полистным, а затем – в 1970-х годах – по
группам листов с предварительно разработанными сводными легендами. Крупно­
масштабные ГСР, постепенно охватив все главнейшие рудные районы, в значительной
степени детализировали, уточнили, нередко исправили картину геологического строе­
ния рудоносных площадей, отображенную на среднемасштабных картах. Вместе с этим
они выявили огромное количество новых рудопроявлений, пунктов минерализации,
геохимических аномалий, участков развития гидротермально-метасоматических изме­
нений околорудного типа. Немалая часть таких объектов была признана перспективной
9
на выявление промышленно интересного оруденения, и это в ряде случаев было под­
тверждено дальнейшими более детальными работами. Все же, наибольшее число пер­
спективных участков оставалось без детальной оценки, либо “отбраковывалось” по
первым отрицательным результатам оценочных работ, когда еще не было очевидным,
что практически интересное “труднооткрываемое” оруденение отсутствует. Однако
надо иметь ввиду, что прежние требования к качеству металлических полезных ископа­
емых были более высоки, чем сейчас.
Крупномасштабные ГСР опережались и сопровождались тематическими иссле­
дованиями вопросов стратиграфии, петрологии, тектоники рудовмещающих и рудоге­
нерирующих геологических формаций, составлением прогнозно-металлогенических
карт масштаба 1:200000, а по главным рудным районам – масштаба 1:50000. В рамках
краткой статьи есть возможность остановиться только на некоторых полученных ре­
зультатах.
В районах Кодаро-Удоканского прогиба и Чарской глыбы, где в 1980-х годах со­
средоточились основные объемы названных только что работ, с особой тщательностью
изучались образования докембрия. Их результатом были обширные и подробные новые
данные о геологии меденосных отложений, древнейших метаморфических комплексов,
разнообразных плутонических формаций, а также вулканических и осадочных образо­
ваний кайнозоя. В отличие от традиционных представлений о метавулканогенно-оса­
дочном происхождении и стратиграфическом значении древнейших кристаллических
комплексов, забайкальские геологи пришли к выводу о том, что они представляют со­
бой главным образом продукты переработки основного гранулитового субстрата дисло­
кационно-метасоматическими и ультраметаморфическими процессами. В архейской
структуре была показана важная роль линейных бластотектонито-метасоматических
зон (в том числе с железистыми кварцитами), принимавшихся ранее за реликты “трого­
вых” впадин. Новые решения были синтезированы, в частности, на чарском листе гео­
логической карты региона БАМ масштаба 1:500000 [5].
В районах Привитимья, верховьев Олекмы и левобережья Шилки главное вни­
мание на рассматриваемом этапе было уделено подробному изучению орогенных ин­
трузивных и вулканических формаций, среди которых методами радиогеохронологии
были обоснованы позднепалеозойские и мезозойские группы. Доказано развитие в зо­
нах орогенеза серии вулкано-плутонических ассоциаций, исследованы их петрологиче­
ские характеристики и составлены подробные схемы расчленения (В.Н. Семенов и др.).
Определилась геолого-структурная позиция многих важных рудных узлов как сочета­
ние (телескопирование) в единой системе различных по типу и возрасту факторов маг­
матизма и вмещающей среды. Последнее иллюстрируется, например, наложением ме­
зозойского золотосодержащего сульфидного оруденения на докембрийские скарноиды.
Все большее внимание сосредотачивалось на выяснении источников оруденения, в осо­
бенности золота. Была, в частности, рассмотрена геохимическая история золота Олек­
мо-Витимского нагорья – от первоначально неравномерного его рассеяния в древней­
ших породах до перераспределения и концентрации в связи с последующими процесса­
ми ультраметаморфизма и магматизма.
На площади распространения сланцевых толщ Приононья внимание геологов
привлекли явления глубокой переработки текстуры пород в зонах линейных дислока­
ций и динамометаморфизма, не совпадающих со стратиграфическими границами. Было
отмечено, что иногда стратиграфическое расчленение “немых” сланцевых толщ произ­
водилось раньше в значительной степени по уровню метаморфизма пород
В Юго-Восточном Забайкалье в итоге тематического изучения условий фор­
мирования тектонических структур эпохи мезозойского рудогенеза был выявлен новый
для региона магматогенный тип складок (последние формировались в мощных толщах
10
юры под динамическим влиянием внедрявшихся рудоносных гипабиссальных интрузи­
вов), значительно уточнена палеогеография ранней-средней юры, в частности, установ­
лено, что юго-западный фланг системы юрских морских прогибов находился вблизи их
современных контуров, а не далеко в Приононье, как считалось еще недавно (этот ре­
зультат совпал с выводом Ю.А. Зорина, сделанным ранее только на основе геофизиче­
ских данных).
Многие ведущие (имеется ввиду не должность) геологи различных экспедиций
приняли участие в анализе обширных новых материалов и составлении сводных геоло­
гической [4] и металлогенической карт Читинской области масштаба 1:500000. Эти
сводки со всей наглядностью отобразили сложную систему структурно-формационных
зон, крупных орогенных структур, пограничных и внутренних разломов, ареалов рудо­
носных интрузий и других факторов пространственного размещения рудных месторо­
ждений. На основе массы эмпирических данных был сделан общий вывод, что место
крупных эндогенных рудных скоплений там, где создавались наиболее контрастные,
экстремальные по динамике условия геологического процесса. Более конкретно это вы­
ражается в сочетаниях таких факторов, как: максимальное проявление вертикального
ряда рудовмещающих и рудогенерирующих формаций (в особенности – интрузивных
серий с развитием собственно рудоносных членов в их конце), структурные контрасты,
свойственные краевым зонам тектонических массивов, глыб (даже сильно переработан­
ных наложенными тектоно-магматическими процессами), наложение зон секущих раз­
ломов на региональные структурные швы, пространственная совмещенность отдельных
частей единых, либо различных рудных серий и др. Как подчеркивалось, дальнейшие
поиски должны быть направлены не только на известные типы оруденения. Крупные
перспективы имеют новые, нетрадиционные для региона, рудные формации, на что
указывает существование широко разветвленных и богатых рудных серий: чем полнее
и разнообразнее они представлены, тем больше возможность обнаружить пока неиз­
вестные или мало изученные рудно-формационные и геолого-промышленные типы.
Среди новых перспективных типов месторождений были особо выделены прожилкововкрапленное золотое оруденение в углеродистых сланцево-карбонатных толщах, мед­
но-порфировая формация и другие, преимущественно стратиформные типы.
Все же, крупномасштабные ГСР со своей задачей нередко справлялись менее
полно, чем требовали проекты и позволяли имевшиеся возможности, и это во многом
зависело от принятых тогда в геологической службе методических подходов к геологи­
ческой съемке. Поскольку последняя считалась, по преимуществу, основным методом
общих поисков, проектировалось и осуществлялось параллельное, одновременное с ней
проведение собственно поисковых работ. Считалось, что такое комплексирование поз­
волит быстрыми темпами и с умеренными затратами охватить крупномасштабным изу­
чением крупные перспективные структуры, и это было сделано. Но раз за разом оказы­
валось, что собственно поиски приходится вести не столько на новой крупномасштаб­
ной геологической карте, которая в готовом виде появлялась только к концу проектно­
го периода, сколько на предыдущей карте масштаба 1:200000, иногда 1:100000. Работы
нередко завершались, когда на должную оценку выявленных рудопроявлений времени
и средств уже нехватало. При апробации работ часто отмечались достижения в изуче­
нии стратиграфии и магматизма и наряду с этим – недостатки в поисковой части.
Предложения ставить общие поиски вторым этапом после геологической съемки не
осуществились из-за необходимости увеличения затрат. Судя по тогдашней дискуссии
в геологической периодике, подобная коллизия имела распространенный характер.
Именно это послужило основанием для введения в 1970-80х годах новой подста­
дии работ – ГДП масштаба 1:50000 по большим группам листов, охватывавшим глав­
ные части рудных районов. Предыдущие недоработки в значительной степени ликви­
11
дировались, но в некоторых случаях, когда проектные требования не были резко очер­
чены, крупномасштабное ГДП отчасти переходило к повторному подробному изуче­
нию стратиграфических разрезов и петрографии интрузивных тел вне ясной связи с по­
исково-оценочными задачами. Тем не менее, в целом эффективность ГДП вполне оче­
видна. Гораздо более широкое и полное, чем в прошлые годы, применение прогрессив­
ных методов исследований (геофизических, геохимических, дистанционных космогео­
логических, изотопно-радиологических), использование и уточнение региональных и
локальных прогнозно-металлогенических разработок, бурение картировочных и поис­
ковых скважин, охват достаточно цельных рудоносных структур – все это позволило
получить результаты большей частью нового, более высокого уровня.
С середины 1980-х годов начался переход к очередному исследовательскому
этапу – ГДП масштаба 1:200000. Его основные задачи вытекали из необходимости про­
анализировать и свести в единую систему огромную массу накопившихся к этому вре­
мени данных по региональной геологии и закономерностям размещения полезных ис­
копаемых, обосновать новые направления, перспективные объекты, прогнозные ресур­
сы. Для отработки технологии ускоренного выполнения этих задач была принята про­
грамма исследований по Восточно-Забайкальскому полигону – группе листов на пло­
щади Шилка-Аргунского междуречья и левобережья Шилки. Картосоставительские ра­
боты по листам Южного Приаргунья провели геологи ВСЕГЕИ. Применение новых
геотектонических и металлогенических идей, усовершенствованные представления о
рудогенерирующих системах и рудолокализующих структурах, углубленный анализ
гравитационного, магнитного и радиоактивного полей по материалам новых наземных
и аэро-съемок – составили важную часть этих исследований. Особое значение получила
оценка перспектив “труднооткрываемых” и “нетрадиционных” рудных формаций и но­
вых геолого-промышленных типов оруденения (в том числе считавшихся ранее непро­
мышленными, с низким содержанием полезных компонентов и большими запасами
руд).
Реальную пользу принесло проведенное параллельно с начальной стадией ГДП200 обобщение и увязка массы накопленных к этому времени геологических материа­
лов. Итогом этой работы явилась обновленная геологическая карта Читинской области
масштаба 1:500000 (1989-1992 г.г.). Здесь были применены доработанные схемы рас­
членения и корреляции стратиграфических и нестратиграфических подразделений фа­
нерозоя, а также новые представления составителей карты о природе метаморфических
образований раннего докембрия. Эта работа позволила, вместе с тем, выявить ряд
проблем геологического строения области, еще не получивших однозначного решения.
В объяснительной записке к карте [8], в частности, были отмечены: неясности в геоло­
гической корреляции чарского и могочинского архея, нехватка данных о природе высо­
кометаморфизованных формаций, расхождение между биостратиграфическими и гео­
хронологическими данными о возрасте удоканской серии, неполнота материалов по ри­
фейским и палеозойским интрузиям Витимо-Олекминского междуречья и Приаргунья,
а также по стратиграфии прорываемых ими отложений. Была отмечена, кроме того,
необходимость ревизии некоторых стратиграфических подразделений, сложенных низ­
кометаморфизованными породами, которые в действительности могут оказаться текто­
нобластитами дислокационных зон.
Как и раньше продолжалась борьба мнений, - характерная черта познания до по­
явления новой парадигмы – но теперь не в столь острой форме и уже сосредоточенная в
большей мере на подробностях. Хорошо известно, что особые трудности здесь всегда
создавались чрезвычайной сложностью забайкальской геологии с ее фрагментарностью
разрезов слоистых толщ и преобладанием кристаллических комплексов, многократно
переработанных наложенными тектоно-магматическими процессами.
12
Рассматриваемые сейчас работы в целом создали современную ступень позна­
ния забайкальской геологии, несмотря на условия плохого финансирования со второй
половины 1990-х годов, вызывавшие сокращение полевых сезонов, суровую экономию
на количестве проб и даже шлифов.
Один из существенно новых результатов ГДП-200 – выявление в Балейском и
Кукульбейском рудных районах мощных зон распространения динамометаморфиче­
ских пород, которые до того десятилетиями рассматривались как древние зеленослан­
цевая и филлитовая свиты стратиграфического разреза. Однако на большинстве других
листов Восточно-Забайкальского полигона этим не была поколеблена традиционная
убежденность в метаосадочном и метавулканогенно-осадочном происхождении всех
аналогичных сланцевых толщ.
С появлением плейттектонической концепции и ее методов изучения тектоники
стала проясняться большая роль сдвиго-надвиговых дислокаций в формировании круп­
ных забайкальских структур. В геологических отчетах именно в терминах и понятиях
новой геодинамики стала анализироваться история геологического развития региона.
Однако нельзя сказать, что изменение взглядов (чаще формальное) на геологическую
историю структурно-формационных зон, или террейнов, принесло практически более
значимые результаты, чем гесинклинально-платформенная гипотеза. Структурно-руд­
ноформационный анализ продолжал быть испытанной основой прогноза полезных ис­
копаемых.
ГДП масштаба 1:200000 продолжилось в 2000-х годах в различных районах За­
байкальского края, небольшими группами листов, с особым вниманием к тщательному
обоснованию прогнозных ресурсов и рекомендаций на проведение более детальных ра­
бот. К сожалению, отсутствие в это время единой программы мешало рациональному
выбору площадей ГДП, а иногда приводило к замене одних листов на другие уже после
проведения опережающих геохимических и геофизических работ.
Для полноты картины нужно особо подчеркнуть и немалые разногласия, возни­
кавшие по мере выполнения ГДП-200. Об одной из новых дискуссионных проблем
“свиты стратиграфического разреза или зоны динамометаморфитов?” уже упоминалось
выше. Еще один пример относится к юрским интрузиям Восточно-Забайкальского по­
лигона. По мнению автора, в монцодиорит-гранодиорит-гранитной группе интрузий
необоснованно принята возрастная надстройка, в которой “бывшие” одновозрастные
(?) шахтаминский и сретенский комплексы фигурируют в виде последовательных фаз
“нового” шахтаминского комплекса. Здесь не были приняты во внимание геолого-пет­
рологические данные прежних исследований, согласно которым гигантопорфировид­
ные (порфиробластовые) сретенские граниты являются, вероятнее всего, продуктом
фельдшпатизации собственно шахтаминских гранитоидов. Расчленение гранитоидов
позднего палеозоя также оказалось не вполне убедительным. Автор попытался обрисо­
вать эти и некоторые другие, более ему близкие, проблемы ГДП-200 в сборнике, выпу­
щенном к 50-летию ГГУП “Читагеолсъемка” [14].
Сказанное выше в определенной мере компенсировалось тем, что на завершаю­
щем этапе были осуществлены обобщающие тематические исследования в области гео­
логии и металлогении, объектом большинства которых явилась вся территория края. К
ним относится оценка перспектив на медно-порфировое оруденение, в которой полно­
стью учтены выявленные к этому времени фактические данные, а также предыдущие
разработки геологов ЗабНИИ. Сюда же относятся новейшие прогнозно-металлогениче­
ские темы: составление карты закономерностей размещения и прогноза месторождений
цветных и редких металлов масштаба 1:750000 и составление карты рудной и россып­
ной золотоносности масштаба 1:500000. Обе они содержат результаты как региональ­
ного, так и локального анализа. Как подтверждено этими работами, современный руд­
13
ный потенциал с еще большей надежностью, чем ранее, свидетельствует о принадлеж­
ности Забайкальского края к важнейшим горно-промышленным регионам страны.
В развитие некоторых новых выводов ГДП-200 были выполнены тематические
исследования петрологии, тектоники и металлогенического значения динамометамор­
фических комплексов Восточного Забайкалья [15]. Как выяснилось, динамометаморфи­
тами сложены мощные зоны и пояса линейных дислокаций, разделяющие крупные бло­
ки коры с различной историей геологического развития (структурно-формационные
зоны). Было доказано, что в своей значительной части сланцевые толщи, отнесенные
раньше к низам сводного стратиграфического разреза, сложены диафторитами (бласто­
тектонитами) по древним гранитоидам и высокометаморфизованным породам докем­
брия, а другая их часть сформировалась по осадочным и плутоническим породам па­
леозоя и раннего мезозоя. Видимое согласное залегание динамосланцев и среднепалео­
зойских свит нашло свое объяснение в региональной тектонической линеаризации раз­
новозрастных комплексов. Была установлена связь с динамометаморфическими пояса­
ми габбро-диабазовой и мигматит-гранитовой формаций. Найдено, что рассматривае­
мыми структурами контролируется размещение крупных рудных месторождений.
Все эти результаты дали основание рассматривать регион в ракурсе модели
литосферных геоблоков Л.И. Красного [10], позволяющей органически увязать струк­
турные положения геосинклинальной и плейттектонической концепций. Общая карти­
на забайкальской тектоники была представлена как сочетание геоблоков и зон их дина­
мического взаимодействия: широких и протяженных сдвиго-надвиговых поясов, в ко­
торых литосферные мегаблоки испытывали расхождение, сдвигание и латеральное
скольжение как вдоль, так и поперек дислокационного пояса. Региональные надвиго­
вые (сдвиго-надвиговые) перекрытия Пришилкинской и Становой зон служат вмести­
лищем значительной части орогенного и посторогенного оруденения.
Именно с таких позиций были проанализированы структурно - металлогениче­
ские факторы при составлении упоминавшихся выше среднемасштабных прогнозных
карт по рудному золоту, редким и цветным металлам.
На последнем этапе шестидесятилетних работ по всей территории края заверши­
лось составление “нового поколения” листов Государственной геологической карты
масштаба 1:1000000 (по листу О-50 эту работу выполнили геологи ВСНИИГГиМСа),
как одного из блоков единой геоинформационной системы России. Следует добавить,
что выводы о дислокационно-метаморфической природе значительной части сланце­
вых толщ авторами листа М-50 не были приняты и, таким образом, в забайкальской
геологии вновь возникли серьезные дискуссионные проблемы.
Усиление разногласий естественно по мере углубления исследований. Главное
сейчас в том, что понятны пути разрешения этого и многих других спорных вопросов
первостепенной важности, прежде всего таких, которые непосредственно связаны с вы­
бором направлений и объектов поисков и оценки “труднооткрываемых” месторожде­
ний. Будут ли они разрешены в ближайшее время, целиком зависит от организации ра­
ботоспособной забайкальской геологической службы.
Список литературы
1. Арсеньев А.А., Буфф Л.С., Лейтес А.М. Геологическое строение Читинской области. М.: Изд-во АН
СССР, 1958. – 104 с.
2. Асосков В.М., Синица С.М., Чабан Н.Н. и др. Основные результаты региональных геологических ис­
следований. В кн.: Геологические исследования и горно-промышленный комплекс Забайкалья. Новоси­
бирск: Наука, 1999. – С. 83-146
3. Билибин Ю.А. Общие принципы регионального металлогенического анализа. Избр. труды, т. 3. М.:
Изд-во АН СССР, 1961. – C. 16-60
4. Геологическая карта Читинской области масштаба 1:500000 / ред. Старченко В.В., Рутштейн И.Г. М.:
Мингео РСФСР, 1973
14
5. Геологическая карта региона БАМ масштаба 1:500000 / ред. Красный Л.И. Л.: Мингео СССР, ВСЕ­
ГЕИ, 1979
6. Геология и полезные ископаемые Читинской области. К 50-летию ГГУП “Читагеолсъемка”. Сб. статей,
отв. ред. В.М. Асосков. Чита, 2000. – 253 с.
7. Геология СССР. Т. XXXVI. Читинская область. Ч.1. Геологическое описание. М.: Недра, 1961. – 547 с.
8. Геологическое строение Читинской области. Объяснительная записка к геологической карте масштаба
1:500000. Колл. авторов: К.К. Анашкина, К.С. Бутин, Ф.И. Еникеев и др., ред. И.Г. Рутштейн, Н.Н. Чабан.
Чита, Читагеолком, 1997. – 239 с.
9. Князев Г.И. Идеи С.С. Смирнова о рудных поясах Восточного Забайкалья и их дальнейшее развитие. В
кн.: Вопросы рудоносности Восточного Забайкалья. М.: Недра, 1967. – С. 164-178
10. Красный Л.И Глобальная система геоблоков. М.: Недра, 1984. – 224 с.
11. Козеренко В.Н. Значение структурно-фациальных зон для металлогенического анализа на примере
Восточного Забайкалья. В кн.: Закономерности размещения полезных ископаемых, т.3. М.: Изд-во АН
СССР, 1960. – С. 441-459
12. Металлогенический анализ в областях активизации (на примере Забайкалья) / ред. Е.Т. Шаталов. М.:
Наука, 1977 – 176 с.
13. Мушников А.Ф., Анашкина К.К., Олексив Б.И. Стратиграфия юрских отложений Восточного Забайка­
лья. В кн.: Материалы по геологии и полезным ископаемым Читинской области. М.: Недра, 1966, вып.11.
– С. 57-99
14. Рутштейн И.Г. О проблемах геологии и региональной металлогении Юго-Восточного Забайкалья. В
кн.: Геология иполезные ископаемые Читинской области. Чита, 2000 – С. 9-23
15. Рутштейн И.Г., Богач Г.И. К истории изучения динамометаморфических комплексов Забайкалья.
Восточного Забайкалья // Вестник Томского гос. ун-та, №3(1), 2003. – С. 152-154.
16. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. Т.1. Стратиграфия. М.: Недра, 1964 – 515 с.; Т.2.
Магматизм, тектоника и история геологического развития. М.: Недра, 1967. – 647 с.
17. Синица Ст.М. Гнейсовые купола Нерчинского хребта в Восточном Забайкалье. Новосибирск: Наука,
1975. – 137 с.
18. Смирнов С.С. Очерк металлогении Восточного Забайкалья. М.-Л.: Госгеолтехиздат, 1944. – 91 с.
19. Щеглов А.Д. Металлогения областей автономной активизации. М.: Недра, 1968. – 18 с.
15
Стратиграфия и палеонтология
ПАЛЕОМАГНЕТИЗМ СРЕДНЕПАЛЕОЗОЙСКИХ ТЕРРИГЕННЫХ
КОМПЛЕКСОВ ЮГО-ВОСТОЧНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ
Ю. С. Бретштейн
ИТиГ ДВО РАН, Хабаровск, yurybr2007@yandex.ru
В статье приведены новые палеомагнитные данные по терригенным комплексам девона-карбона
Хэнтэй-Даурского, Агинского и Аргунско-Мамынского террейнов Амурской плиты. Проведены ре­
когносцировочные исследования магнитных свойств осадочных пород девонского возраста из отдельных
геологических разрезов в бассейне рек Онон, Агуца и Газимур. С учетом ранее полученных результатов
уточнены девонские позиции палеомагнитного полюса, близкие к среднепалеозойскому участку траекто­
рии его кажущегося движения (ТКДП) для Амурской и Северо-Китайской (СКП) плит. Установлено от­
сутствие значимых расхождений в палеоширотном расположении соответствующих террейнов в де­
вонское время, судя по которым намагниченность осадков, формировавших слагающие их толщи, приоб­
реталась в приэкваториальной области Палеоазиатского океана.
Выполнено предварительное палеомагнитное изучение некоторых разрезов в
бассейне р. Онон, сложенных осадочными породами и отнесёнными к агуцинской, чин­
дантской, яковлевской и газимурозаводской свитам, макаровской и аратунгинской тол­
щам (девон-карбон). Ставилась задача оценить возможность их сопоставления с целью
палеомагнитной корреляции в пределах различных структурно-фациальных зон (тер­
рейнов). Полевые работы проводились в 1998 и 2003 гг. в контакте с сотрудниками
Биостратиграфической партии ФГУГП «Читагеолсъёмка». Ранее в работе [4], были
приведены предварительные результаты палеомагнитного изучения некоторых де­
вонских пород, отнесённых по фаунистическим признакам к макаровской и аратун­
гинской толщам, которые оказались близкими по своим палеомагнитным характеристи­
кам.
Следует отметить, что при палеомагнитных исследованиях в складчатых обла­
стях ряд негативных обстоятельств существенно осложняет (иногда запутывает) интер­
претацию и корреляцию палеомагнитных данных из-за широкого распространения
перемагниченных пород, вследствие чего в практике палеомагнитных исследований
утвердились такие различаемые понятия, как геологический и палеомагнитный возраст
[1, 2]. Иногда, даже очень качественные фаунистические определения для осадочных
комплексов допускают весьма широкий возрастной диапазон их формирования, на про­
тяжении которого могли происходить неоднократные смены полярности и многочис­
ленные тектонические события, способствовавшие перемагничиванию пород. Другим
отрицательным фактором является то, что многие хорошо структурированные слои­
стые породы, оказываются практически немагнитными (их намагниченность измеряет­
ся на пределе чувствительности самой современной аппаратуры). Многие породы вооб­
ще бывают полностью перемагничены современным геомагнитным полем. По этой
причине на ряде объектов иногда до трети отобранной и обработанной коллекции при­
ходилось в процессе анализа исключать из дальнейшего рассмотрения. Наконец, акту­
альной остается проблема уровня сопоставимости сравниваемых палеомагнитных дан­
ных – позиций палеополюса для террейнов складчатых поясов Дальнего Востока Рос­
сии и, например, Северо-Китайской плиты, достоверные палеозойские палеомагнитные
данные для которой базируются на немногочисленных и часто достаточно противоре­
чивых данных (при точности возрастной градации геологического возраста, сопостави­
мой с нашей). При этом для обоих регионов вполне реально "сползание" возрастов в ту
или иную сторону. Перечисленные выше обстоятельства, даже несмотря на достаточно
большой объем лабораторных чисток и применение современных методов графо-ана­
литической обработки результатов, предопределяют предварительный характер многих
16
получаемых данных, которые должны все время пополняться, тщательно анализиро­
ваться, периодически пересматриваться и, в целом, постоянно подвергаться жесткой се­
лекции. Эти проблемы остаются актуальными для многих районов развития складча­
тых толщ и по сей день.
Проведенное рекогносцировочное изучение осадочных пород включало отбор
ориентированных штуфов пород непосредственно в поле с последующей их распилов­
кой на стандартные кубики 20х20х20 мм, которые затем подвергались лабораторным
исследованиям. Целью последних являлось выделение в составе естественной остаточ­
ной намагниченности породы т.н. характеристической компоненты (ChRM), которая,
как предполагается [5], с наибольшей вероятностью отвечает за первичную остаточную
намагниченность, синхронную времени формирования (структурирования) породы в
период осадконакопления.
В процессе лабораторного изучения пород, проводившегося в различных лабора­
ториях России, США и Франции, использовалась современная измерительная аппарату­
ра – криогенный магнитометр, рок-генераторы, каппа-мосты, различные размагничива­
ющие установки. Работы включали весь современный комплекс измерений и экспери­
ментальных методов, в т.ч. последовательное измерение намагниченности пород в про­
цессе ступенчатой температурной «чистки» до 690°С - Jn (T) и чистку в переменном
магнитном поле величиной до 100мТл - Jn (Ĥ). С помощью термомагнитного анализа
исследовались носители естественной остаточной намагниченности Jn ; определялись
различные характеристики: коэрцитивная сила Hc , остаточная коэрцитивная сила Hcs,
величина и температурные зависимости намагниченности насыщения Js, изотермиче­
ской нормальной намагниченности Jr (Н) и магнитной восприимчивости χ.
Обработка палеомагнитных данных производилась с использованием современ­
ных статистических методов: компонентного анализа, пересечения кругов перемагни­
чивания, ряда полевых и лабораторно-аналитических тестов в различных модификаци­
ях - теста складки, теста конгломератов и теста обращения, а также разработанных
способов обработки векторных палеомагнитных характеристик для выделения до-, сини постскладчатой компонент естественной остаточной намагниченности [5, 6, 10, 11]. В
случаях наличия в породе слабого магнитного сигнала при измерениях, когда на «невы­
разительных» векторных диаграммах выделенные в различных диапазонах температур
компоненты часто «не идут» в начало координат, приходилось применять т. н. круги
перемагничивания [5]. Компьютерная обработка данных проводилась на основе ис­
пользования набора пакетов современных прикладных программ [6, 8].
Основными носителями намагниченности в исследованных породах, как было
установлено по блокирующим температурам («точкам Кюри»), являются магнетит,
реже гематит и пирротин. С последним, как правило, связана относительно низкотемпе­
ратурная («вторичная») намагниченность, обусловленная наложенными процессами в
период складкообразования – прогревами и привносом флюидов. Наиболее широко в
осадочных породах распространен магнетит, концентрация, размер и состав зерен кото­
рого определяет соответствующие физические параметры и магнитную (но не палео­
магнитную!) стабильность пород.
Результаты температурной магнитной чистки показали, что в большинстве изу­
ченных пород выделяются две компоненты намагниченности: низкотемпературная (до
300-400°С), и высокотемпературная (выделяемая в интервале 350-580 градусов). По­
следняя (носителем которой является аллотигенный магнетит), обычно характеризуется
в древней системе координат наибольшей кучностью распределения векторов ChRM на
сфере. Эта компонента отвечает среднепалеозойскому (девонскому, отчасти карбоново­
му) направлению с выбранным склонением векторов для прямой полярности в югозападных (реже – западных и северо-западных) румбах стереографической проекции.
17
Она наиболее стабильна, практически идентична по направлению для большинства раз­
резов девона Забайкалья и Приамурья и хорошо подтверждается различными тестами
[7].
В отдельных геологических разрезах обнаруживается синскладчатая намагни­
ченность, либо сумма до- и постскладчатой компонент намагниченности (которые ока­
залось невозможным разделить), при которой достигается наибольшая кучность (по
сравнению с их распределением в совремённой и древней системах координат - см. та­
блицу).
В целом, можно отметить, что антиподальные распределения векторов в ЮЗ-СВ
и СЗ-ЮВ румбах стереографической проекции хорошо соотносятся с получаемыми
(расчётными) позициями палеомагнитного полюса для пород нижне,- среднедевонского
и среднедевонского-раннекарбонового возраста соответственно на кривой тренда кажу­
щегося дрейфа палеополюса (ТКДП) [2, 7]. Аналогичные данные были ранее получены
для одновозрастных девонских разрезов среднего палеозоя в пределах Ольдойского
террейна [2, 9].
Как видно из статистических параметров таблицы, средние значения палеомаг­
нитных направлений для пород большинства изученных объектов не дают значимых
различий как на уровне сайтов (обнажений), так и на уровне районов и террейнов, что
является хорошим подтверждением близости времени образования их намагниченно­
сти.
Сравнение полученных нами палеомагнитных данных по террейнам орогенных
поясов Дальнего Востока России с наиболее корректными результатами для СевероКитайской платформы (СКП) показало близость позиций их палеополюса в соответ­
ствующих возрастных интервалах и существенное различие при их сопоставлении с по­
зициями палеополюса для Сибирской плиты. В целом, тренды кажущегося дрейфа па­
леополюса (ТКДП) для террейнов Амурской и Северо-Китайской плит оказались близ­
кими и параллельными [7, 12]. Сравнение различных возможных вариантов этих траек­
торий (в зависимости от выбора полярности намагниченности пород в палеозое) пока­
зывает минимальную их «растянутость» при выборе ЮВ-СЗ тренда для интервала гео­
логического времени от кембрия до карбона. При такой конфигурации, в соответствии
с принципом минимизации ТКДП, предпочтение отдается прямой полярности, за кото­
рую в нашем случае приняты направления ChRM в ЮЮЗ румбах стереографической
проекции. В таком варианте композитные супертеррейны Амурской плиты, а также
СКП, на протяжении всего раннего и среднего палеозоя располагались в приэкватори­
альных и субтропических широтах северного полушария - на северной периферии Вос­
точной Гондваны [2, 3, 7].
Автор выражает большую признательность А.В. Куриленко, К.С. Бутину и Л.П.
Старухиной (светлая ей память!) за большую помощь в проведении полевых работ и
благожелательные консультации по геологическим вопросам, а также Р. Энкину (Гео­
логическая служба Канады) и С.В. Шипунову (ВСЕГЕИ) за возможность использова­
ния компьютерных программ при обработке палеомагнитных данных.
Список литературы
1. Бретштейн Ю.С., Гурарий Г.З., Печерский Д.М. Палеомагнетизм палеозойских пород террейнов ЮгоЗападного Приморья // Тихоокеанская геология. 1997. Т. 16. № 4. - С. 41-63.
2. Бретштейн Ю.С., Климова А.В. Палеомагнетизм главных тектонических единиц Юга Дальнего Восто­
ка. В кн. «Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России». Книга 1. Владивосток.: Дальнаука.
2006. - С. 206-225.
3. Бретштейн Ю.С., Климова. А.В. Палеомагнитное изучение позднепротерозойских и раннекембрий­
ских пород террейнов Амурской плиты // Физ. Земли, 2007 г, № 10, - C. 95-109.
4. Куриленко А.В., Бретштейн Ю.С., Бутин К.С. Новые биостратиграфические и палеомагнитные дан­
ные по девону западной части Монголо-Охотского складчатого пояса. // Тихоокеанская геология, 1999, т.
18, № 6, - C. 93-1035.
18
Таблица
Палеомагнитные характеристики девонских осадочных пород Восточного Забайкалья
ОБЪЕКТ, КОOР­
ДИНАТЫ φ,
λ
1. Агуца, D ?
49.4 111.6
N/n0/n
N/R
4/25/21
15/6
Тест обращения (R-тест)
15 N (Ds=220.9, I =14.6, K= 9.4)
6 R ( Ds = 35.9, I = -11.2, K=4.9)
+ Bs (γ = 5.9, γ0 = 28.1)
2. Тырин, D ?
49.8 112.3
3/21/17
8/9
D
α95
ξ2s = 3.683
ξc99 = 3.180 +
ξ2f = 2.633
240.6
-2.2
3.2
229.3
-6.4
9.3
229.5
-6.5
9.4
7/46/38
23/15
Тест обращения (R-тест)
23N (Ds = 218.4, I = 7.1, K=7.7)
15 R ( Ds = 46.4, I = 0.1, K= 4.5)
+ Cs (γ = 10.6, γ0 = 21.5)
K
φm
ХЕНТЕЙ-ДАУРСКИЙ ТЕРРЕЙН
229.5
21.9
6.8
38.0
11.4
219.8
12.8
32.4
16.4
6.5
218.8
8.0
46.4
13.7
4.0
Тесты складки
McF
NFT
DC
Тест обращения (R-тест)
8 N (Ds = 214.9, I = -4.5, K = 6.6)
9 R ( Ds = 53.5, I = -7.5, K= 4.5)
+ Cs (γ = 18.7, γ0 = 34.6)
ХЭНТЭЙ-ДАУРСКИЙ ТЕРРРЕЙН
(1-2) 49.6 111.9
I
McF
+
+
234.1
223.8
223.8
4.9
14.3
15.1
McF
ξ1s = 3.437
ξc95 = 3.086 +
ξ1f = 2.904
Φ
A95
61.0
67.4
67.1
-15.4
-24.3
-26.9
29.2
11.9
9.8
DC
% = 126.5
Δ% = 86.7 ÷ 145.7
+
84.7
-1.1
44.9
42.8
-3.2
53.7
42.8
-3.3
53.4
Тесты складки
NFT
DC
ξ1s = 2.907
ξc99 = 2.662
ξ1f = 0.397
12.3
4.9
3.4
Λ
~
~
30.2
16.5
16.0
6.2
2.5
1.7
-19.4
-27.6
-27.5
DC
% = 104.6
Δ% = 74.7 ÷ 134.6
54.5
61.7
61.3
-17.2
-25.8
-26.4
21.9
11.7
11.3
Тесты складки
NFT
DC
+
+
DC
% = 118.0
Δ% = 91.5 ÷ 142.7
АГИНСКИЙ ТЕРРЕЙН
1. Чиндант D1*
1/9/8
354.2
61.7
9.1 19.7 -42.9 145.0 -81.3
50.6 115.6
-/8
32.7
26.3
9.2 19.6 -13.9
68.0
-44.7
Тест складки DC положительный: Kmax при «распрямлении» 76.6 %
2. Усть-Борзя, D1-2*
1/13/10
27.8
54.4
5.7
22.1
-34.9
52.9 -64.5
50.6 115.6
5/5
43.7
22.6
5.7
22.3
-11.8
57.3 -37.4
Тест складки DC неопределенный: Kmax при «распрямлении» отсутствует
АГИНСКИЙ ТЕР­
192.8
-59.1
36.6
42.5
-39.9
70.80
-76.0
2/22/18
РЕЙН (1-2) * 50.6
218.3
-24.5
115.4 23.5
-12.8
62.3
-41.1
5/13
115.6
220.5
-9.
143.4 21.0
-4.6
65.2
-32.9
Тест складки DC положительный: Kmax при «распрямлении» 140.0 %
АРГУНСКИЙ ТЕРРЕЙН
1. Онон D2-3
1/35/27
225.1
14.9
5.2
13.5
7.6
67.9
-19.4
51.5 116.0
19/16
227.2
-4.7
5.8
12.6
-2.4
60.6
-27.0
226.9
-5.5
5.8
12.6
-2.8
60.7
-27.5
Тест складки DC положительный: Kmax при «распрямлении» 104.9 %
2. Доно * D1-2?
72.4
-39.9
11.9
9.4
22.7
46.2
-7.1
1/26/22
50.9 118.6
34.8
-19.0
12.3
9.2
9.8
81.2
-22.3
5/17
36.3
-13.3
5.7
14.3
10.4
78.4
-24.4
Тест складки DC положительный: Kmax при «распрямлении» 118.8 %
219.6
-34.8
6.0
31.2
-19.2
57.2
-45.2
3а. Макарово_1
6
231.2
18.9
5.6
32.7
9.7
63.5
-14.6
250.4
45.2
5.7
35.1
26.7
57.4
9.5
3б. Макарово_2
5
229.4
18.0
16.5
19.4
9.2
64.8
-15.9
255.6
62.3
7.5
126.9
43.6
65.1
25.3
3в. Макарово_3
12
222.3
8.4
9.2
15.2
4.2
68.9
-23.7
19
59.9
30.5
30.5
26.8
15.6
26.1
17.1
54.9
18.4
15.1
9.9
8.9
9.0
8.8
6.9
6.7
27.2
24.6
35.4
14.5
174.5
10.9
Макарово, D2-3
(3а-3в)
51.6 116.1
3/27/23
15/8
239.0
227.6
228.3
Тест обращения (R-тест)
15N (Ds = 225.1, Is= 13.8, K=9.7)
8 R ( Ds = 47.1, I = -10.9, K = 7.8)
+ As (γ = 3.5, γ0 = 22.6)
4а. Павловск 1
4б. Павловск 2
28.2
15.1
15.9
2.4
120.1
164.7
McF
ξ1s = 2.760
ξc99 = 2.662 +
ξ1f = 0.432
109.4
15.0
59.7
11.3
7.7
65.8
10.1
8.1
65.3
Тесты складки
NFT
DC
+
+
-6.1
-18.1
-17.5
88.8
8.3
7.5
DC
% = 93.5
Δ% = 70.7 ÷ 115.1
1/ 13/11
-/11
206.5
228.2
-59.8
-33.6
42.6
49.9
7.1
6.5
-40.7
-18.4
48.7
51.2
-68.8
-39.8
9.3
5.6
1/19/18
12/6
236.8
246.9
-34.4
-4.6
11.0
11.0
10.9
10.9
-18.9
-2.3
42.7
45.3
-35.2
-16.0
9.5
7.7
221.4
-37.3
8.1
25.1
-20.9
56.2
-45.6
22.6
245.0
-18.0
7.6
26.0
-9.2
42.5
-22.7
19.4
29.7
61.9
25.4
9.2
-43.1
39.4
-68.4
12.6
4г. Павловск 4*
1/13/11
52.9
17.8
25.8
9.2
-9.1
53.3
-29.7
6.9
-/11
50.6
31.4
25.9
9.1
-17.0
50.0
-37.3
7.6
Павловск, D-C1
221.3
-49.0
22.6
19.8
-29.9
47.0
-52.7
21.3
4/51/46
(4а-г)
238.7
-18.7
31.0
16.8
-9.6
47.7
-26.7
12.6
17/29
51.5 118.3
236.4
-27.5
32.0
15.5
-14.6
46.3
-32.0
13.3
Тест складки DC неопределенный: Kmax при «распрямлении» 73.4% 4.8÷ 137.0)
I. АРГУНСКИЙ
4 района
237.5
16.0
3.4
58.5
8.2
58.4
-12.7
43.2
ТЕРРЕЙН
(1-4)
226.7
2.6
18.3
22.1
1.3
64.4
-24.1
15.6
(1,2, 3а-в, 4а-г)
4/139/118
225.4
-4.3
35.0
15.8
-2.2
63.8
-27.8
11.2
I. Тест обращения (R-тест)
Тесты складки
(4 района)
McF
NFT
DC
DC
4N (Ds = 228.1, Is= 5.9, K=17.0)
ξ1s = 3.020
%
=
141.1
4R ( Ds = 45.9, I = - 0.9, K = 15.6) Bs (γ
ξc95 = 2.335 +
+
+
Δ%
=
129.7
÷ 146.5
= 7.1, γ0 = 29.0)
ξ1f = 1.583
II. АРГУНСКИЙ
231.2
-9.3
2.8
37.8
-4.7
56.7
-26.9
27.1
ТЕРРЕЙН
9 сайтов
230.9
-1.5
14.4
14.0
-0.8
59.3
-23.8
9.9
(1,2, 3а-в, 4а-г)
9/139/118
230.2
-0.8
16.7
13.0
-0.4
60.2
-23.8
9.2
(1-2, 3а-в, 4а-г)
50/68
II. R-тест, 9 сайтов, 118 штуфов
ξ1s = 8.399
DC
50N (Ds = 233.3, Is= 2.9, K=6.7)
ξc99 = 4.849 +
+
~
% = 120.9
68 R ( Ds = 46.1, I = - 4.9, K = 7.3)
ξ1f = 3.749
Δ% = 109.3 ÷ 132.7
+ Сs (γ = 10.6, γ0 = 10.7)
4в. Павловск 3
1/6/6
5/1
ПРИМЕЧАНИЕ: N - общее количество геологических разрезов («сайтов»), n0 - количество всех исследованных
штуфов, n - количество штуфов, использованных при расчетах палеополюса; D, I – склонение и наклонение
среднего вектора выделенной компоненты ChRM при определении палеомагнитного полюса; цифры в колон­
ках сверху вниз – соответственно географическая (современная), стратиграфическая (древняя) и синскладчатая
(для максимальных значений параметра K) системы координат; К – кучность распределения единичных векто­
ров ChRM; α95 – радиус круга доверия для среднего вектора при вероятности 1- р = 0.95; %, Δ%, Kmax - парамет­
ры теста складки: % - процент «распрямления» складок, при котором достигается наибольшая кучность Kmax
в тесте DC (см. ниже); Δ% – величина (доверительный интервал) «распрямления»; φm, Λ, Ф (A95) - геомагнит­
ная широта (палеоширота) района, долгота и широта (радиус круга доверия) для среднего полюса при вероят­
ности 1- p = 0.95; Тесты складки: McF – (McFadden, Jones, 1981), NFT – (Шипунов, 1995), DC – (Enkin, 2003) положительный (+), неопределенный (~); параметры теста McF: ξs (ξf) - in situ (после распрямления), ξc99
(ξc95) - критические значения коэффициентов корреляции для уровня вероятности 1- p = 0.99 (0,95); ξ1, ξ2 – ко­
эффициенты для вариантов теста FOLD1, FOLD2 соответственно. Параметры теста обращения – по [McFad­
den, McElhinny, 1990]. При вычислении палеомагнитного полюса за нормальную полярность приняты направ­
ления со склонением в юго-западных (западных) румбах; в столбце 2 таблицы количество образцов различной
полярности (N/R) указано по знаку наклонения в древней системе координат. Полюсы, рассчитанные по об­
ращённой полярности обозначены значком *). Указан геологический возраст горных пород.
5. Храмов А.Н., Гончаров Г.И., Комиссарова Р.А. и др. Палеомагнитология. Л.: Недра, 1982, - 312 с.
6. Шипунов С.В. Синскладчатая намагниченность: Оценка направления и геологическое приложение //
Изв. РАН, Физика Земли. 1995 N11. - С. 40-47.
20
7. Bretshtein Y.S. Klimova A.V. Paleomagnetism of rocks in the Phanerozoic Terrains of southeast Russia: Com­
parison with data for the North China Platform: A review. Russian Journal of Earth Sciences, Vol. 7, No. 1, Feb­
ruary 2005 (Electronic Magazin).
8. Enkin R.J. The direction-correction tilt test: an all-purpose tilt/fold test for paleomagnetic studies Earth and
Planetary Science Letters. 2003. V. 212. - P. 151-166.
РАН, Физика Земли. 1995 N11. - С. 40-47.
9. Kravchinsky V.A., Sorokin A.A., Courtillot V. Paleomagnetism of Paleozoic and Mesozoic sediments from the
southern margin of Mongol-Okhotsk ocean, far eastern Russia // Journal Geoph. Res., 2002. Vol. 107. NO. B10,
2253, EPM 10.1-10.22.
10. McFadden P.L., Jones D.L. The fold test in palaeomagnetism // Geophys. J.R. astr. Soc. 1981. V. 67. P. 5358.
11. McFadden P.L., McElhinny M.W. Classification of the reversal test in palaeomagnetism. //Geophys. J. Int.,
1990, NO 103, P. 725-729.
12. Zhao X., Coe R., Wu H., Zhao Z. Silurian and Devonian paleomagnetic poles from North China and implica­
tions for Gondwana // Earth Pl. Sci. Lett. 1993, Vol. 117, P. 497-506.
НОВЫЕ ДАННЫЕ ПО КОРРЕЛЯЦИИ ТУРГИНСКОЙ ФЛОРЫ ЗАБАЙКАЛЬЯ
Е.В. Бугдаева, В.С. Маркевич
БПИ ДВО РАН, Владивосток, bugdaeva@ibss.dvo.ru
Рассматриваются возможности корреляции тургинской флоры Забайкалья с одновозрастными
флорами Якутии, Монголии и Северо-Востока Китая. В последнем недавно выявлены новые местонахо­
ждения биоты Жэхол, возраст которой является предметом острых дискуссий. Сравнение с забайкаль­
ской флорой позволяет датировать ее барремом-аптом.
На территории Забайкалья, Монголии и Северо-Востока Китая широко распро­
странены вулканогенно-осадочные отложения, содержащие многочисленные остатки
озерной биоты и растений. В Забайкалье впервые фоссилии были найдены А.П. Гераси­
мовым в так называемых "рыбных сланцах", обнажающихся в бассейне рек Турга и
Бырка. Он передал свои находки А.Ф. Миддендорфу, совершавшему путешествие по
Сибири. Этому знаменитому путешественнику принадлежит первое упоминание в 1861
году о забайкальских ископаемых. Можно сказать, что с той поры началась история па­
леонтологии региона. Выходы пород в борту р. Турга часто называют "обнажением
Миддендорфа", хотя впервые его обнаружил и сделал сборы менее именитый местный
житель. В честь Александра Федоровича названы рыба Lycoptera middendorfii Müller
(табл., фиг. 1) и листоногие ракообразные - Bairdestheria middendorfii Jones. В этих сло­
ях часто находят многочисленных и разнообразных насекомых, самая известная из ко­
торых - Ephemeropsis trisetalis Eichw. (фиг. 2).
О.М. Рейс опубликовал описание новых родов и видов животных и растений
"рыбных сланцев" из бассейнов рек Турга и Витим по сборам экспедиции А.Ф. Мид­
дендорфа [15]. Автор отметил скудость и фрагментарность растительных остатков и
пришел к выводу о позднеюрско-раннемеловом возрасте отложений. Эта датировка
флороносных слоев была первой в череде мнений последующих исследователей. Стра­
тиграфическая корреляция верхнемезозойских отложений затруднялась сложной текто­
никой Забайкалья, фациальной пестротой и высоким эндемизмом биоты. Большое раз­
нообразие групп животных и растений, огромное количество находок, как ни странно,
не облегчали задачу определения возраста слоев, вмещающих органические остатки, а
приводили к острым дискуссиям между специалистами по поводу возрастных датиро­
вок и положения слоев в разрезе. Довольно парадоксально выглядит то обстоятельство,
что иногда палеонтологи, изучавшие флору или одну и ту же группу фауны, приходили
к диаметрально противоположным выводам.
Более полное изучение ископаемых растений Забайкалья было предпринято В.Д.
Принадой [13, 14]. Тургинскую свиту он рассматривал в качестве одноименного гори­
21
зонта и считал ее фацией угленосной свиты, венчающей разрез континентального мезо­
зоя. В тургинскую фацию им включались местонахождения по рекам Турга и Витим
возле устья р. Конда и близ с. Шивия. По его заключению, "в тургинской флоре пока
нет ни единого растения, которое можно бы считать руководящим для определенной
эпохи", поэтому он считал возраст угленосной свиты позднеюрским или раннемеловым
[13, с.15]. В комплекс этой свиты В.Д. Принада включал растительные остатки из Бука­
чачинского, Холбонского, Черновского, Дуроевского, Харанорского, Тарбагатайского,
Тугнуйского, Гусино-Удинского, Баянгольского месторождений угля, а также из отло­
жений в долинах рек Алянгуй, Букукун, Чикой.
Г.Г. Мартинсон обосновал разновозрастность вышеперечисленных местонахо­
ждений [12]. Установленную им тургино-витимскую свиту он считал раннемеловой.
Однако Ч.М. Колесников выделил для Забайкалья четыре коррелятивных биостратигра­
фических горизонта [7]. Возраст тургинского горизонта был принят им, как поздняя
юра. Вероятно, его выводы оказали большое влияние на формирующуюся в 50-60-х го­
дах XX века стратиграфию мезозоя Северо-Востока Китая. Возраст "рыбных сланцев"
там и поныне многими считается позднеюрским.
Большую роль для стратиграфии Забайкалья сыграли исследования В.А. Вахра­
меева и И.З. Котовой. Эти авторы описали из местонахождения Байса (зазинская свита)
на Витимском плоскогорье древнейшие покрытосеменные (лист Dicotylophyllum pussi­
lum Vachr., плод, пыльцу Asteropollis asteroides Hedl. et Norris) и обосновали раннемело­
вой возраст флороносных отложений [6]. В результате стало возможным сопоставлять
тургинскую и зазинскую флоры, основываясь на близости их таксономического соста­
ва. Помимо этого, И.З. Котова обосновала раннемеловой возраст угленосных отложе­
ний Гусиноозерской и Букачачинской впадин [8, 9], которые Г.Г. Мартинсон и Ч.М.
Колесников считали юрскими.
Область Забайкалья и Монголии в раннемеловое время представляла собой об­
ширный экотон между умеренной и субтропической зонами [1]. Как неоднократно ука­
зывалось в литературе [3, 4, 8], Амурская провинция Сибирско-Канадской области, в
состав которой входило Забайкалье в раннем мелу, обогащалась элементами Европей­
ско-Синийской области. С одной стороны, в тургинской флоре известны представители
флоры Сибирско-Канадской области, такие как Gleichenia lobata Vachr. (табл., фиг. 4,
10), Czekanowskia (табл., фиг. 16), Phoenicopsis, Coniopteris setacea (Pryn.) Vachr.,
Neozamites verchojanensis Vachr. (табл., фиг. 5), Pityolepis oblonga Samyl. (табл., фиг. 18)
и др.; с другой - представители Европейско-Синийской области - Otozamites (табл., фиг.
3), Cladophlebidium (табл., фиг. 14), Onychiopsis.
Переходное по ложение забайкальской флоры в раннем мелу предоставляет пре­
красную возможность проводить ее корреляцию с флорами как умеренной, так и суб­
тропической зон. Изучение флоры тургинской свиты и ее возрастных аналогов показа­
ло, что она имеет характерный облик и отличительные черты [1].
Наиболее хорошо изученной раннемеловой флорой в умеренном климате яв­
ляется флора Ленского бассейна [16]. А.И. Киричкова выделила эксеняхский горизонт
аптского возраста в объеме эксеняхской свиты Вилюйской синеклизы, верхней части
чонкогорской, булунской и бахской свит Лено-Оленекского района [16]. Для верхней
части горизонта характерно распространение беннеттита Neozamites verchojanensis
(табл., фиг. 5), чьи остатки были найдены и в забайкальских местонахождениях Байса и
Семен. Папоротник Gleichenia lobata (табл., фиг. 4, 10), изученный в местонахождении
Семен Читино-Ингодинской впадины, также характерен для эксеняхской свиты [2, 16].
Общие или близкие виды встречаются во флористических комплексах чегдомынской и чемчукинской свит Буреинского бассейна, возраст которых устанавливается
в пределах баррем-апт [5, 11]; уссурийской (баррем) и липовецкой (апт) свит Раздоль­
22
ненской впадины; старосучанской (баррем) и северосучанской (апт) - Партизанской
впадины Южного Приморья [10].
В раннемеловой флоре Монголии выделены четыре характерных комплекса [22]:
1) зона с Baiera manchurica (берриас?); 2) зона с Otozamites lacustris - Pseudolarix eren­
sis (баррем-апт); 3) зона с Baierella hastata - Araucaria mongolica (апт); 4) зона с Lim­
nothetis - Limnoniobe (апт, возможно, ранний альб).
Исследование раннемеловой флоры Монголии выявило несомненную ее бли­
зость флоре Забайкалья [22]. В местонахождении "обнажение Миддендорфа" и Семен,
помимо Pseudolarix были обнаружены остатки беннеттита Otozamites lacustris Krassil.
Как морфологическое, так и эпидермальное изучение показало совершенную идентич­
ность монгольских и забайкальских O. lacustris. Это позволило параллелизовать тур­
гинскую флору с комплексом второй зоны раннемеловой флоры Монголии, который
включает растения из местонахождений Бон-Цаган, 23, Манлай и Гурван-Эрэн.
Кроме того, выяснилось, что в местонахождении Байса (зазинская свита) много­
численны остатки Samaropsis aurita Krassil. (табл., фиг. 19), характерного для раннеме­
ловых местонахождений Бон-Цаган, Холботу-Гол, Шин-Худук и Манлай.
Таким образом, корреляция тургинской флоры с баррем-аптской флорой Монго­
лии подтверждает ее возраст.
Во второй половине XX века интенсивные геологические исследования начина­
ют проводиться на территории Китая. В мезозойских отложениях его северо-восточной
части обнаружено большое количество палеонтологических остатков. В массовых захо­
ронениях находятся рыбы Lycoptera, насекомые, моллюски, позвоночные и растения.
Эта биота, несомненно, имевшая высокий уровень эндемизма, получила название
Жэхол. Внимание мировой палеонтологической общественности она привлекла с 1996
года, когда стало известно о находках в отложениях формации Исянь (западный Ляо­
нин) зубастых птиц, оперенных динозавров, мультитуберкулятных млекопитающих;
также были описаны одни из самых древних в мире покрытосеменные и гнетовые [17,
19, 31, 32, 34 и др.]. Уникальные находки, их удивительная сохранность способствова­
ли детальному изучению животных и растений, что позволило дать ответ на многие во­
просы эволюции животного мира и восстановить озерную экосистему того времени.
Однако остался нерешенным главный вопрос - каков возраст отложений, содержащих
эти фоссилии? По мнению китайских стратиграфов, возраст отложений формации
Исянь позднеюрский [17, 18, 21, 31, 32], хотя некоторые палеонтологи считают его ран­
немеловым [26, 27, 28, 29, 33]. Проведенный 40Ar/39Ar анализ вулканитов формации
Исянь показал значения абсолютного возраста 121,1±0,2 до 122,9±0,3 млн лет [30]. П.
Смит и его соавторы считают, что это время барремского века, хотя данные цифры со­
ответствуют апту по временной шкале В. Харланда и др. [20].
В нижнемеловых отложений Забайкалья, Монголии и Северо-Востока Китая
найдены как цветковые, так и растения, формально неотносящиеся к покрытосемен­
ным, но обладающие характерными для них признаками – листьями с многопоряд­
ковым сетчатым жилкованием, пыльцевыми зернами с разнообразными проростковыми
щелями и порами, семенами, заключенными в купулы, аналогичными, а в ряде случаев,
возможно, и гомологичными завязи, цветкоподобными и плодообразными структурами
[6, 22, 23; 24, 25; и др.]. В.А. Красилов назвал такие растения проангиоспермами. У них
признаки, свойственные покрытосеменным – настоящим ангиоспермам, полностью еще
не развились, а проявляются лишь разрозненно, не образуя устойчивых сочетаний. По
его мнению, ангиоспермизацией в раннем мелу были охвачены целые растительные со­
общества. Поразительно совпадение во времени и пространстве событий активизации
эволюционных процессов, как в мире растений, так и животных. Можно только пред­
положить, что это была реакция биоты на какие-то внешние воздействия.
23
В июне 2006 года Е.В. Бугдаева посетила основные местонахождения формации
Исянь в провинциях Ляонин и Хэбэй и собрала растительные остатки. Среди них осо­
бое место принадлежит растениям, являющимся руководящими формами тургинского
комплекса, выделенного для баррема-апта Забайкалья. Это, прежде всего, Baisia hirsuta
Krassil. (табл., фиг. 7-9, 15). В Забайкалье этот вид в обилии встречается в "обнажении
Миддендорфа", местонахождениях Байса, Семен (Елизаветинская впадина) и Шивия
(Ундино-Даинская впадина).
В экспозициях флоры формации Исянь Музея естественной истории г. Пекин и
музея Национального Геопарка на местонахождении Сихетун (г. Чаоян) выставлены
образцы листьев цикадовых Baikalophyllum lobatum Bugd. (табл., фиг. 11). Этот вид был
описан из забайкальского местонахождения Семен. На этикетках ошибочно указано на­
звание Pityolepis larixiformis. Также во флоре Исяни участвует такое растение, как
Nageiopsis transbaikalica Srebr. (табл., фиг. 20), но отнесенное китайскими палеоботани­
ками к Podocarpidites reheensis (Wu). Остатки этого хвойного известны из местонахо­
ждения Семен и Байса. Общими элементами тургинской флоры и флоры формации
Исянь являются также Botrychites reheensis Wu (табл., фиг. 17), Neozamites
verchojanensis Vachr., Pityolepis pseudotsugaoides Sun et Zheng, Brachyphyllum
longispicum Sun, Zheng et Mei, Scarburgia hilii Harris (табл., фиг. 12, 13), Ephedrites
chenii (Cao et Wu) Guo et Wu X.W., Carpolithus multiseminalis Sun et Zheng, C.
pachythelis Sun et Zheng. Кроме того, во флоре Исяни указываются находки такого энде­
мичного рода, как Gurvanella, найденного ранее в монгольской раннемеловой флоре
местонахождения Гурван-Эрэн [22]. В Забайкалье такое растение не было найдено, но
флора последнего местонахождения, а также Манлая и Бон-Цагана, 23 сопоставлялась с
тургинской забайкальской флорой [1].
Таким образом, несомненна одновозрастность флор формации Исянь и тур­
гинской свиты Забайкалья, следовательно, возраст флороносных слоев этого стратигра­
фического подразделения Северо-Востока Китая баррем-аптский. Напомним, что эта
датировка поддерживается данными абсолютной геохронологии.
В баррем-аптское время на обширной площади, включавшей современные тер­
ритории Забайкалья, Монголии и Северо-Востока Китая существовала биота высокого
уровня эндемизма. Флора этих регионов обладает несомненным сходством и включает
элементы, как умеренных флор, так и субтропической, что позволяет проводить широ­
кую межрегиональную корреляцию. Опираясь на нее, возраст биоты Жэхол можно
определить как баррем-аптский.
Исследования поддержаны грантом Президиума ДВО РАН
и Президиума РАН 09-I-П15-02 по Программе фундаментальных исследований
Президиума РАН "Происхождение биосферы и эволюция гео-биологических систем".
Список литературы
1. Бугдаева Е.В. Корреляция нижнемеловых отложений изолированных впадин Забайкалья по флоре //
Ярусные и зональные шкалы бореального мезозоя СССР. М.: Наука, 1989. (Труды ИГиГ СО АН СССР,
вып. 722). - С. 162-168.
2. Вахрамеев В.А. Стратиграфия и ископаемая флора юрских и меловых отложений Вилюйской впадины
и прилегающих районов Приверхоянского краевого прогиба. М.: Изд-во АН СССР, 1958. - 136 с.
3. Вахрамеев В.А. Юрские и раннемеловые флоры Евразии и палеофлористические провинции этого вре­
мени. Труды ГИН, вып. 102. М., 1964. - 263 с.
4. Вахрамеев В.А., Добрускина И.А., Заклинская Е.Д., Мейен С.В. Палеозойские и мезозойские флоры Ев
разии и фитогеография этого времени. М.: Наука, 1970. - 426 с.
5. Вахрамеев В.А., Долуденко М.П. Верхнеюрская и нижнемеловая флора Буреинского бассейна и ее зна­
чение для стратиграфии. Труды ГИН, вып. 54. М.: Изд. АН СССР, 1961. - 136 с.
6. Вахрамеев В.А., Котова И.З. Древние покрытосеменные и сопутствующие им растения из нижнемело­
вых отложений Забайкалья // Палеонтол. журн., 1977, № 4. - С. 101-109.
7. Колесников Ч.М. Стратиграфия континентального мезозоя Забайкалья // Стратиграфия и палеонтоло­
24
гия мезозойских и кайнозойских отложений Восточной Сибири и Дальнего Востока. Труды Лимнолог.
Ин-та, т.4 (24). М.-Л.: Наука, 1964. - С. 5-138.
8. Котова И.З. Возраст континентальных отложений Гусиноозерской впадины и особенности раннемело­
вых флор Забайкалья // Изв. АН СССР, Сер. геол., 1964. № 8. - С. 84-93.
9. Котова И.З. О возрасте угленосных отложений Восточного Забайкалья (Букачачинская впадина) //
Изв. АН СССР. Сер. геол. 1968, № 11. - С. 95-103.
10. Красилов В.А. Раннемеловая флора Южного Приморья и ее значение для стратиграфии. М.: Наука,
1967. - 364 с.
11. Красилов В.А. Материалы по стратиграфии и палеофлористике угленосной толщи Буреинского бас­
сейна // Ископаемые флоры и фитостратиграфия Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1973.
- С. 28-51.
12. Мартинсон Г.Г. Мезозойские и кайнозойские моллюски континентальных отложений Сибирской
платформы, Забайкалья и Монголии. Труды Байкальской лимнолог. станции, т.19. М.-Л.: АН СССР.
1961. - 322 с.
13. Принада В.Д. Мезозойская флора Забайкалья и ее стратиграфическое распределение // Материалы по
геол. и полезным ископ. Вост. Сибири. Иркутск, 1950. - 31 с.
14. Принада В.Д. Мезозойская флора Восточной Сибири и Забайкалья. М.: Госгеолтехиздат, 1962. - 368 с.
15. Рейс О.М. Фауна рыбных сланцев Забайкальской области // Геологические исследования и разведоч­
ные работы по линии Сибирской железной дороги. СПб, 1910. - С. 1-68.
16. Фитостратиграфия и флора юрских и нижнемеловых отложений Ленского бассейна. Л.: Недра, 1985. 223 с.
17. Cao Zh.-Y., Wu Sh.-I., Zhang P.-A., Li J.-R. Discovery of fossil monocotyledons from Yixian Formation,
western Liaoning // Chinese Science Bull., 1998. Vol. 43. № 3. - P. 230-233.
18. Chen P.-J., Chang Zh.-L. Nonmarine Cretaceous stratigraphy of eastern China // Cretaceous Research, 1994.
Vol. 15. - P. 245-257.
19. Gibbons A. Dinosaur fossils, in fine feather, show link to birds // Science, 1998. Vol. 280. - P. 2051.
20. Harland W.B., Armstrong R.L., Cox A.V., Craig L.E., Smith A.G., Smith D.G. A geological time scale 1989.
Cambridge: Cambridge University Press, 1989.
21. Lo Ch.-H., Chen P.-J., Tsou T.-Yu, Sun Sh.-S., Lee Ch.-Yu. 40Ar/39Ar laser single-grain and K-Ar dating of the
Yixian Formation, NE China // Palaeoworld, 1999. № 11. Special Issue. - P. 341-338.
22. Krassilov V.A. Early Cretaceous flora of Mongolia // Palaeontographica, B. 1982. Bd. 181. - P. 1-43.
23. Krassilov V.A. New floral structure from the Lower Cretaceous of Lake Baikal area // Rev. Palaeobot. and
Palynol., 1986. Vol. 47. - P. 9-16.
24. Krassilov V.A., Bugdaeva E.V. Achene-like fossils from the Lower Cretaceous of the Lake Baikal area //
Rev. Palaeobot. and Palynol., 1982. Vol. 36. - P. 279-295.
25. Krassilov V.A., Bugdaeva E.V. Gnetophyte assemblage from the Early Cretaceous of Transbaikalia // Palae­
ontographica, B. 2000. Bd. 253. - P. 139-151.
26. Li W.-B., Liu Z.-S. The Cretaceous palynofloras and their bearing on stratigraphic correlation in China //
Cretaceous Research, 1994. Vol. 15. - P. 333-365.
27. Li W.-B., Liu Z.-S. Sporomorph assemblage from the basal Yixian Formation in Western Liaoning and its
geological age // Palaeoworld, 1999. № 11. Special Issue. - P. 68-79.
28. Mao Zh.-Zh., Yu J.-X., Lentin J.K. Palynological interpretation of Early Cretaceous non-marine strata of
northeast China // Proceedings of the 7th Internation.Palynol. Congress. Part II. (Eds. Truswell E.M., Owen
J.A.K.) Amserdam: Elsevier, 1990. - P. 115-118.
29. Pu R.-G., Wu H.-Zh. Mesozoic sporo-pollen assemblages in Western Liaoning and their stratigraphic signi­
ficance // Acta Palaeontologica Sinica, 1992. Vol. 10, № 4. - P. 121-212.
30. Smith P.E., Evensen N.M., York D., Chang M.-M., Jin F., Li J.-L., Cumbaa S., Russel D. Dates and rates in
ancient lakes: 40Ar-39Ar evidence for an Early Cretaceous age for the Jehol Group, northeast China // Can. J.
Earth Sci., 1995. V. 32. - P. 1426-1431.
31. Sun Ge, Dilcher D.L., Zheng Sh.-L., Zhou Zh.-K. In search of the first flower: a Jurassic angiosperm, Archae­
fructus, from Northeast China // Science, 1998. Vol. 282. № 5394. - P. 1692-1695.
32. Sun Ge, Zheng Sh.-L., Dilcher D.L., Wang Yo.-D., Mei Sh.-W. Early angiosperms and their associated plants­
from Western Liaoning, China. Shanghai: Shanghai Scientific and Technological Education Publishing House,
2001. - 227 p.
33. Swisher C.C., Wang Y.-Q., Wang X.-L., Xu X., Wang Y. Cretaceous age for the feathered dinosaurs of Liaon­
ing, China // Nature, 1999. Vol. 400. - P. 58-61.
34. Unwin D.M. Feathers, filaments and theropod dinosaurs // Nature, 1998. Vol. 391. - P. 119-120.
25
Палеонтологическая таблица и объяснение к ней
Фиг.1. Рыба Lycoptera middendorfii (Müll.) из "обнажения Миддендорфа", линейка 1 см; тургинская свита,
Восточное Забайкалье;
Фиг.2. Поденки Ephemeropsis trisetalis Eichwald, широко распространенные насекомые в биоте Жэхол;
линейка 1 см; местонахождение Байса, зазинская свита, Центральное Забайкалье;
Фиг.3. Otozamites lacustris Krassil.; линейка 5 мм; там же;
Фиг.4. Gleichenia lobata Vachr.; линейка 1 см; местонахождение Семен, семеновская толща, Центральное
Забайкалье;
Фиг.5. Neozamites verchojanensis Vachr.; линейка 1 см; там же;
Фиг.6. Baikalophyllum lobatum Bugd.; линейка 1 см; там же;
Фиг.7. Напластование диаспор Baisia hirsuta Krassil.; линейка 1 см; местонахождение Байса, зазинская
свита, Центральное Забайкалье;
Фиг.8. Baisia hirsuta Krassil.; линейка 5 мм; местонахождение Байса, там же;
Фиг.9. Baisia hirsuta Krassil.; одно деление 1 мм; местонахождение Сихетунь, формация Исянь, западный
Ляонин, КНР;
Фиг.10. Gleichenia lobata Vachr.; линейка 1 см; местонахождение Семен, семеновская толща, Централь­
ное Забайкалье;
Фиг.11. Baikalophyllum lobatum Bugd.; местонахождение Сихетунь, формация Исянь, западный Ляонин,
КНР;
Фиг.12. Scarburgia hilii Harris, линейка 1 см; гусиноозерская серия, Западное Забайкалье;
Фиг.13. Scarburgia hilii Harris, линейка 1 см; там же;
Фиг.14. Cladophlebidium dahuricum Pryn., линейка 1 см; местонахождение Семен, семеновская толща,
Центральное Забайкалье;
Фиг.15. сброшенный рецептакль Baisia hirsuta Krassil.; линейка 5 мм; местонахождение Байса, зазинская
свита, Центральное Забайкалье;
Фиг.16. Czekanowskia vachrameevii Kiritch. et Samyl., линейка 1 см; там же;
Фиг.17. Botrychites reheensis Wu; линейка 1 см; там же;
Фиг.18. Pityolepis oblonga Samyl.; линейка 1 см; там же;
Фиг.19. Samaropsis aurita Krassil.; линейка 5 мм; там же;
Фиг.20. Nageiopsis transbaicalica Srebr.; линейка 1 см; там же.
ФИТЕРАЛЫ РАННЕМЕЛОВЫХ УГЛЕЙ ЗАБАЙКАЛЬЯ И ЮГА
РОССИЙСКОГО ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА
Е.В. Бугдаева, В.С. Маркевич
БПИ ДВО РАН, Владивосток, bugdaeva@ibss.dvo.ru
Установлены раннемеловые растения-углеобразователи внутриконтинентальных впадин За­
байкалья и приморских низменностей юга российского Дальнего Востока. В раннемеловых болотных со­
обществах повсеместно доминировали папоротники и Pseudotorellia. Во внутриконтинентальных бассей­
нах наряду с ними эдификаторную роль играли Pinaceae, чекановскиевые и Sphenobaiera. В раститель­
ных сообществах приморских низменностей их замещали таксодиевые и мировиевые.
Уже давно доказано растительное происхождение угля на основании многочис­
ленных и неоспоримых фактов (обнаружение в угольных пластах отпечатков листьев,
коры, стволов деревьев, спор и т.д., использование изотопного метода анализа). Это по­
лезное ископаемое формируется в результате медленного разложения вещества расти­
тельного происхождения под действием биологических и геологических процессов без
доступа кислорода. Основу угля образуют растения болотных сообществ, т.к. болота
наиболее благоприятны для накопления и переработки органических продуктов в торф.
Заболачивание водоёмов происходит различными путями и зависит от рельефа дна и
берегов, проточности воды и других факторов.
Результаты палеоботанического исследования углей позволяют установить при­
роду исходных материалов, их генезис и возраст. Мы старались исследовать непосредственно сам уголь для выявления фитералов (примечание: фитерал - растительное ве­
щество в углях, например, кутикула листьев, оболочки палиноморф или воска, распозна
26
К статье 1 Е.В. Бугдаевой
Таблица
27
ваемые по их характерной морфологии, в отличие от органического вещества, образую­
щего основную массу угля или мацерала). Отложения крыши и почвы угольного пласта
могут содержать остатки растений, как болотных сообществ, так и транспортирован­
ных со склонов или прилегающих низменностей. Целью нашей работы являлось выяв­
ление растений - углеобразователей, произраставших на болоте.
На Российском Дальнем Востоке (РДВ) и в Восточной Сибири в юрско-раннеме­
ловое время выделяются два этапа углеобразования: титон-валанжинский и барремраннеальбский [1, 4, 5, 7, 8, 9, 11, 13, 17]. Наибольший размах имел второй этап, про­
явившийся почти повсеместно на суше Северного полушария, в то время как первый был меньшего масштаба.
Первый этап титон-валанжинского возраста нашел отражение в углеобразовании
на территории Буреинского бассейна. Угленосные отложения начинаются талын­
джанской свитой общей мощностью до 500 м, содержащей более 20 прослоев угля. Это
стратиграфическое подразделение согласно или с местными размывами перекрыто ур­
гальской свитой. В ее составе выделяются дубликанская и солонийская подсвиты, по
мнению некоторых стратиграфов имеющие ранг свит. Разрез свиты содержит около 50
пластов угля, многие из которых имеют рабочую мощность. Выше залегают отложения
чегдомынской и чемчукинской свит, включающие маломощные угольные пласты, не­
которые из которых достигают промышленных значений [9, 13].
Юрские болотные сообщества в основном сложены циатейными и чистоустовы­
ми папоротниками, хвойными, гинкговыми, чекановскиевыми, а также мохообразными.
Следует отметить, что значительных различий в таксономическом составе палиноспек­
тров из юрских угольных слоев и междупластий не выявлено, что может свидетель­
ствовать о сходном типе растительности, занимавшей как низины, так и плакоры. Заме­
тим, что в нижнемеловых отложениях палиноспектры из углей, осадочных пород кров­
ли и подошвы в значительной степени разнятся. По-видимому, в меловое время стала
формироваться дифференциация низинных и склоновых растительных сообществ, обу­
словленная нарастанием контрастности климатических условий [5, 17].
Второй этап углеобразования баррем-раннеальбского возраста по масштабу и
площадному охвату не имел себе равных в северном полушарии. В это время формиру­
ются угли Забайкалья, Якутии, Северо-Востока России, Приамурья и Южного Примо­
рья. Раннемеловые болотные сообщества демонстрируют преемственность с юрскими,
а также некоторый консерватизм таксономического состава, обусловленный сходными
обстановками существования. Апогей раннемелового угленакопления совпадает с апт­
ским климатическим оптимумом.
Забайкалье
Х и л о к - Ч и к о й с к а я депрессия [12], состоящая из ряда впадин – ОкиноКлючевской, Нарын-Гутайской и др., выполнена нижнемеловой осадочно - вулканоген­
ной гусиноозерской серией, подразделяющейся здесь на хилокскую, убукунскую и се­
ленгинскую свиты. В разрезе хилокской свиты местонахождения Красный Яр из про­
слоя угля (20-см) отобраны пробы, мацерация которых выявила, что основу его слагает
органическое вещество, поставляемое растениями Baierella averianovii Bugd. [15]
(табл., фиг. 1, 2).
В палинологическом комплексе доминируют голосеменные, главным образом,
за счет моносулькатной пыльцы Ginkgocycadophytus. В составе споровых преобладают
близкие к циатейным и диксониевым. Реже встречаются близкие к сосновым, араукари­
евым и хейролепидиевым [16].
В Ч и т и н о - И н г о д и н с к о й в п а д и н е проведены сборы как из кры­
ши и почвы верхних угольных пластов, так и непосредственно из угля месторождения
Черновские копи возле г. Чита (тигнинская свита, по палеоботаническим данным ее
28
возраст баррем-апт). Выявлено, что в состав растений-углеобразователей входили
Sphenobaiera sp.nov. (табл. фиг. 3, 4), Pseudotorellia transbaikalica Bugd. (табл. фиг. 5, 6)
и Phoenicopsis cf. papulosa Samyl.
Б у к а ч а ч и н с к а я в п а д и н а выполнена туфогенно-осадочными порода­
ми доронинской свиты, с пластами каменных углей в верхней части. Палеоботаниче­
ские данные свидетельствуют о баррем- аптском возрасте накопления осадков [3]. Ма­
церация угля выявила, что его слагают остатки хвойных (листья Pityophyllum sp., кути­
кула изображена на таблице, фиг. 7, чешуи, побеги, ископаемая смола), гинкговых
(Pseudotorellia transbaikalica Bugd., табл. фиг. 5, 6) и чекановскиевых (Czekanowskia
ninae Kiritch. et Samyl., табл. фиг. 8) [2, 3]. Высокое участие хвойных в углях, возмож­
но, было обусловлено близостью склонов бассейна к местам аккумуляции осадков. Со­
став комплекса растений из междупластий намного разнообразнее.
Т у р г и н о - Х а р а н о р с к а я в п а д и н а выполнена нижнемеловыми вул­
каногенно-осадочными и осадочными образованиями, подразделяемыми на тур­
гинскую и кутинскую свиты. Последняя представлена угленосно-терригенной форма­
цией и включает несколько продуктивных слоев (Харанорское месторождение угля).
Нами в этом карьере были опробованы угли. После мацерации они распались на листья
Pseudotorellia kharanorica Bugd. и Pagiophyllum sp. (табл. фиг. 9-11) [14]. Количество
псевдотореллиевых составляет около 90-95%, а хейролепидиевых - около 5%.
В палинологическом комплексе доминируют голосеменные, преимущественно
Ginkgocycadophytus и папоротники, близкие к циатейным.
Буреинский бассейн
Во время формирования чегдомынской и чемчукинской свит на территории бас­
сейна была распространена ассоциация Ginkgoitetum в различных вариантах. Для чем­
чукинской флоры обычны также чекановскиевые, локально доминируют цикадофиты,
таксодиевые Elatides и Athrotaxopsis, мохообразные [8, 9].
Для палинокомплекса чегдомынской свиты характерно доминирование спор,
главным образом, Cyathidites. Среди голосеменных преобладают Ginkgocycadophytus и
хвойные. В палинокомплексе чемчукинской - высоко разнообразие и участие папорот­
никообразных (циатейных, глейхениевых и осмундовых), среди голосеменных домини­
руют сосновые и таксодиевые, остается довольно высоким участие Ginkgocycadophytus
[11, 17].
Южное Приморье
Р а з д о л ь н е н с к и й б а с с е й н выполнен меловыми пресноводно-конти­
нентальными и в меньшей степени прибрежно-морскими отложениями, объединенны­
ми в никанскую и коркинскую серии. В составе первой выделены три свиты - уссурий­
ская (баррем), липовецкая (апт-ранний альб) и галенковская (средний альб). Возраст
второй - поздний альб-сеноман. Промышленная угленосность приурочена к липовец­
кой свите. Угли имеют высокое содержание смолы. А.Н. Криштофович, изучая их, вы­
делил отдельную разновидность смоляных углей и назвал их рабдописситами [10].
Для палинокомплекса этого стратиграфического подразделения характерно вы­
сокое таксономическое разнообразие и доминирование циатейных и глейхениевых, а
также близких к сосновым и таксодиевым. В карьере Липовецкого месторождения в
кровле продуктивного пласта найдены остатки растений: почти целые вайи папоротни­
ков Nathorstia pectinata (Goepp.) Krassil. и Alsophilites nipponensis (Oishi) Krassil., а так­
же ветки с листьями Pseudotorellia krassilovii Bugd. (табл. фиг. 12-14). Исходя из фаци­
альной приуроченности, можно предположить, что эти растения произрастали вблизи
места осадконакопления. Мацерация смоляных углей выявила, что они почти полно­
стью сформированы остатками Mirovia orientalis (Nosova) Nosova [6, 18] (табл., фиг. 1529
16). Эти растения неопределенной систематической принадлежности некоторые иссле­
дователи относят их к семейству Miroviaceae [14]. В строении листьев мировий выявле­
ны смоляные ходы. Последние, возможно, играли значительную роль в формировании
рабдописситов [6, 18].
П а р т и з а н с к и й б а с с е й н Континентальные угленосные и морские от­
ложения объединены в сучанскую (готерив-альбскую) и коркинскую (поздний альб-се­
номанскую) серии. Первая подразделяется на две свиты - старо- и северосучанскую.
Наиболее продуктивные угольные пласты приурочены к верхней части старосучанской
свиты (ранний апт). Для палинокомплекса этого временного интервала характерно вы­
сокое таксономическое разнообразие и доминирование глейхениевых и таксодиевых
[11].
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Установлены раннемеловые растения-углеобразователи внутриконтинентальных
впадин Забайкалья и приморских низменностей юга Российского Дальнего Востока.
Для первых характерно преобладание гинкговых, хвойных и в меньшей степени папо­
ротников, для вторых – папоротников (в основном глейхениевых и циатейных). Непре­
менным компонентом углеобразующих сообществ являлась Pseudotorellia. По-видимо­
му, участие Pinaceae в формировании угля локально и связано с малыми размерами бас­
сейна и, соответственно, с близостью склонов. Представители чекановскиевых
(Czekanowskia, Phoenicopsis) многочисленны во внутриконтинентальных впадинах и
исчезают в приморских низменностях. Массовая аккумуляция остатков мировиевых
имела место на приморской равнине Раздольненского бассейна. В Партизанском бас­
сейне была высока роль таксодиевых.
Таким образом, в раннемеловых болотных сообществах повсеместно доминиро­
вали папоротники и Pseudotorellia. Во внутриконтинентальных бассейнах наряду с
ними эдификаторную роль играли также Pinaceae, чекановскиевые и Sphenobaiera. В
растительных сообществах приморских низменностей их замещали таксодиевые и
мировиевые.
Исследования поддержаны грантом Президиума ДВО РАН и
Президиума РАН 09-I-П15-02 по Программе фундаментальных исследований
Президиума РАН "Происхождение биосферы и эволюция гео-биологических систем".
Список литературы
1. Бугдаева Е.В. Корреляция нижнемеловых отложений изолированных впадин Забайкалья по флоре // В
кн.: Ярусные и зональные шкалы бореального мезозоя СССР (отв. ред. В.А. Соловьев). М.: Наука, 1989. С. 162-168 (Труды Института геологии и геофизики СО АН, вып. 722).
2. Бугдаева Е.В. История рода Pseudotorellia Florin (Pseudotorelliaceae, Ginkgoales) // Палеонтол. журн.,
1999. № 5. - С. 94-104.
3. Бугдаева Е.В. К вопросу о возрасте угленосных отложений Букачачинской впадины (Восточное За­
байкалье) // Вестник ТГУ., сер. «Науки о Земле». Прилож. № 3 (II), 2003. - С. 47-49. (Матер. научн. конф.
«Проблемы геологии и географии Сибири»)
4. Бугдаева Е.В., Маркевич В.С. Меловые растительные сообщества Восточной Азии // «Растения в мус­
сонном климате». Владивосток: Изд-во БСИ ДВО РАН, 2003. - C. 13-22 (Матер. III Междунар. конф., 2225 октября 2003, Владивосток).
5. Бугдаева Е.В., Маркевич В.С. Эволюция позднеюрских-раннемеловых болотных экосистем (Россий­
ский Дальний Восток) // Новости палеонтологии и стратиграфии. Вып. 10-11: Приложение к журналу
"Геология и геофизика". Т. 49. 2008. - С. 199-202.
6. Бугдаева Е.В., Маркевич В.С. Исходный растительный материал уникальных меловых углей Липовец­
кого месторождения южного Приморья // Вестник ДВО РАН, 2009. № 6. - С. 35-42.
7. Вербицкая З.И., Дзенс-Литовская О.А., Штемпель Б.М. Меловая растительность и угли Приморского
угленосного бассейна. М.-Л.: Наука, 1965. - 118 с.
8. Красилов В.А. Мезозойская флора реки Буреи (Ginkgoales и Czekanowskiales). М.: Наука, 1972. - 150 с.
9. Красилов В.А. Материалы по стратиграфии и палеофлористике угленосной толщи Буреинского бассей­
на // Ископаемые флоры и фитостратиграфия Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1973.
30
- С. 28-51.
10. Криштофович А.Н. Липовецкие каменноугольные копи в Уссурийском крае // Мат. Геол. Комитета
по общей и прикладн. геол. Вып. 81. 1928. - 36 с.
11. Маркевич В.С. Меловая палинофлора севера Восточной Азии. Владивосток: Дальнаука, 1995. - 200 с.
12. Скобло В.М., Лямина Н.А., Руднев А.Ф., Лузина И.В. Континентальный верхний мезозой Прибайкалья
и Забайкалья (стратиграфия, условия осадконакопления, корреляция). Новосибирск: Издательство СО
РАН, 2001. – 332 с.
13. Шарудо И.И. История позднемезозойского угленакопления на территории Дальнего Востока. Ново­
сибирск: Наука, 1972. - 240 с. (Труды ИГГ СО АН СССР. Вып.108).
14. Bose M.N., Manum S.B. Mesozoic conifer leaves with ‘Scyadopytis-like’ stomatal distribution. A re-evalu­
ation based on fossils from Spitsbergen, Greenland and Baffin Island // Norsk Polarinst. Skrift., 1990. № 192. P. 1-81.
15. Bugdaeva E.V. Pseudotorellia from the Lower Cretaceous coal-bearing deposits of Eastern Transbaikalia //
Paleontological Journal (USA), 1995. V. 29. № 1A. - P. 182-184.
16. Bugdaeva E.V., Markevich V.S. A New Species of Baierella from the Krasnyi Yar locality, Early Cretaceous
of Western Transbaikalia // Paleontological Journal, 2007, V. 41, No. 11. - P. 1063–1067.
17. Bugdaeva E.V., Markevich V.S. Changes of taxonomical composition of Late Jurassic-Early Cretaceous pa­
lynofloras of Bureya Basin, Russia // Global Geology, 2007. V. 10. № 1. - P. 6-10.
18. Bugdaeva E.V., Markevich V.S. The Coal-Forming Plants of Rhabdopissites in the Lipovtsy Coal Field
(Lower Cretaceous of Southern Primorye) // Paleontological Journal, 2009. V. 43. №. 10. - P. 1217-1229.
Палеонтологическая таблица и объяснение к ней
Фиг.1. Дихотомирующие листья Baierella averianovii Bugd.; Хилок-Чикойская депрессия, хилокская сви­
та; размер каждой клетки 1 мм2;
Фиг.2. Строение устьица Baierella averianovii Bugd., СЭМ; там же; линейка 10 мкм;
Фиг.3. Лист Sphenobaiera sp.nov.; Читино-Ингодинская впадина, тигнинская свита, Черновские копи; ли­
нейка 1 см;
Фиг.4. Строение устьица Sphenobaiera sp.nov.; там же; СЭМ; линейка 10 мкм;
Фиг.5. Строение эпидермы листа Czekanowskia ninae Kiritch. et Samyl.; Букачачинская впадина, доро­
нинская свита; линейка 100 мкм;
Фиг.6. Нижняя эпидерма листа Pityophyllum sp.; там же; линейка 100 мкм;
Фиг.7. Нижняя эпидерма листа Pseudotorellia transbaikalica Bugd.; там же; линейка 100 мкм;
Фиг.8. Строение устьица Pseudotorellia kharanorica Bugd.; Тургино-Харанорская впадина; кутинская сви­
та; линейка 50 мкм;
Фиг.9. Эпидерма листа Pagiophyllum sp.; там же; линейка 200 мкм;
Фиг.10. Облиственный побег Pseudotorellia krassilovii Bugd.; Раздольненская впадина; липовецкая свита;
линейка 1 см;
Фиг.11. Строение устьица Pseudotorellia krassilovii Bugd.; там же; линейка 10 мкм;
Фиг.12. Строение устьица Mirovia orientalis (Nosova) Nosova; CЭМ; там же; линейка 20 мкм;
Фиг.13. Нижняя эпидерма листа верхушечной части листа Mirovia orientalis (Nosova) Nosova; CЭМ; там
же; линейка 200 мкм.
КЕМБРИЙСКИЕ ОТЛОЖЕНИЯ БУРЯТИИ
Л.И. Ветлужских
Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, L_vetla@mail.ru
Рассмотрены вопросы палеобиогеографии, биостратиграфии, а также палеонтологические остат­
ки кембрийских отложений Бурятии. Отмечена связь кембрийских бассейнов территории Республики с
Сибирской и Саяно-Алтайской провинциями Тихоокеанской палеобиогеографической области. Граница
между ними была условной и проходила в пограничной полосе южных и северных структурно-фациаль­
ных зон региона. Миграция фауны в тойонском и амгинском веках шла в направлении с востока, северовостока со стороны Сибирского моря и восточных районов палеоокеана Тетиса. Для данного времени на
территории Бурятии выделяются биофации с Kooteniella slatkowski-Namanoia, Cheiruroides arcticus,
Oryctocara-Oryctocephalus, Tonkinella gavrilovae, Pseudanomocarina-Olenoides.
На территории Бурятии среди палеозойских толщ наиболее часто встречаются
кембрийские отложения, из них наиболее широко представлены нижнекембрийские, а
распространение средне- и верхнекембрийских толщ более ограничено или единично.
31
К статье 2 Е.В. Бугдаевой
Таблица
32
Мощность отложений кембрия достигает тысячи метров. Они выходят на дневную по­
верхность в виде блоков среди магматических образований. Возраст этих отложений,
которые в разных районах региона выделяются в качестве самостоятельных свит, обос­
новывается находками археоциат, трилобитов и, в меньшей степени, брахиопод и водо­
рослей. Другие органические остатки, найденные в кембрийских отложениях Бурятии,
представлены так же, как и в разрезах кембрия Сибирской платформы [5], спикулами
губок, хиолитами, хиолительминтами, строматолитами, микрофитолитами, биопробле­
матикой и акритархами. В последние годы в Западном Забайкалье наметилась общая
тенденция омоложения возраста толщ, ранее включавшихся в состав рифея или кем­
брия, поэтому проблема объема кембрия, особенно среднего, и валидности стратонов
вызывает особый интерес. В пределах Бурятии в настоящее время известно более двух
десятков частных разрезов нижнего и среднего кембрия, охарактеризованных остатка­
ми трилобитов, брахиопод, водорослей, проблематики и микрофоссилий. Геологиче­
ская сохранность разрезов различная. Менее затронуты процессами покровно-надвиго­
вой тектоники разрезы, расположенные в Бирамьино-Янгудской СФЗ: в бассейнах рек
Коокта, Янгуда, Муя, Левый и Правый Мамакан. Остальные разрезы в большей или
меньшей степени тектонизированы и чаще всего представляют собою пакеты разновоз­
растных пластин или чешуй, либо могут быть переведены в категорию микститов [4].
О р г а н и ч е с к и й м и р кембрия Бурятии представлен, как указывалось
выше, остатками археоциат, трилобитов, брахиопод, водорослей, акритарх, спикулами
губок, хиолитами, хиолительминтами, строматолитами, микрофитолитами и
биопроблематикой. Ортостратиграфическими группами для нижнего кембрия являются
археоциаты и водоросли, которые часто в совокупности являются породообразующи­
ми. Водорослево-археоциатовые биогермные известняки олдындинской свиты отмеча­
ются в нижнекембрийской островодужной ассоциации Удино-Витимской зоны. Верх­
няя половина нижнего (тойонский ярус), средний и верхний кембрий характеризуются
комплексами трилобитов, которые сопровождаются немногочисленными брахиопода­
ми. Среди них присутствуют замковые и беззамковые формы. Брахиоподы представле­
ны несколькими видами следующих родов Nisusia, Matutella, Kutorgina (3 вида),
Micromitra (?), Acrothele (?), Paterina (?), Lingulella. Эта группа родов брахиопод в Сая­
но-Алтайской области приурочена к переходным между нижним и средним кембрием
горизонтам.
П а л е о б и о г е о г р а ф и я Бурятии в нижнем и среднем кембрии рассматри­
валась в работах второй половины прошлого столетия [3; 6]. Тогда же была разработа­
на схема структурно-фациального районирования для нижнего палеозоя региона [7]. В
настоящее время палеогеографическое распространение комплексов фауны и флоры в
кембрии выглядит следующим образом:
В томмотском веке были широко распространены строматолитообразующие во­
доросли и циано-бактериальные сообщества. Строматолитовые постройки в основном
желвакового и пластового типов. Их сочетания известны в Бирамьино-Янгудской
(БЯЗ), Уакитской (УЗ), Байкало-Ципинской (БЦЗ) и Окино-Китойской (ОКЗ) зонах. В
Джидинской (ДЗ) и Удино-Витимской (УВЗ) зонах строматолиты практически отсут­
ствуют, микрофоссилии представлены онколитами и микростроматолитами.
Отложения атдабанского века содержат остатки археоциат, водорослей, редких
представителей трилобитов, а также спикулы губок, хиолиты, остатки трубчатых чер­
вей, причем доминируют археоциаты. В ОКЗ отмечаются трилобиты Poletaevella
baljutica Dalm. et Rep. (семейство Olenellidae), Resimopsis volkovi Dalm. (семейство
Paleolenidae), Sajanaspis cf. pokrovskyae Rep. и S. aff. modesta Rep. В Еравнинской СФЗ
на Витимском плоскогорье в отложениях олдындинской свиты в биогермных археоциа­
тово-водорослевых известняках островной дуги обнаружены трилобиты Olenellidae
33
gen. et sp. indet, Elganellus aff. planus Suv., E. planus Suv., E. chuludica Dalm., Elganellus
sp. (семейство Neoredlichiidae), Kijanella chuludica Dalm. (семейство Ellipsocephalidae),
Malykania sp. (семейство Jakutidae). Трилобиты атдабанского яруса ОКЗ сопоставляют­
ся с комплексами трилобитов МНР, Тувы, Горного Алтая и перечисленными выше
комплексами трилобитов из олдындинской свиты Еравнинской СФЗ. В ОКЗ и БЯЗ в от­
ложениях атдабанского (верхи) и ботомского (низы) ярусов встречены трилобиты
Bulaiaspis vologdini Lerm., В. prima Lerm. (атдабанский ярус), В. aff. limbata Rep., B.
sajanica Rep. (ботомский ярус). В раннеботомское время представители этого рода в
БЯЗ и ОКЗ редки, а наибольшее распространение получают представители рода
Jangudaspis. Jangudaspis anomalis Ogienko является формой, проходящей до низов той­
онского яруса, остальные - J. convexus Ogienko, J. princeps Ogienko, J. nodus Ogienko не выходят за пределы ботомского яруса. Большим распространением в пределах
ботомского и низах тойонского ярусов пользуются трилобиты родов Redlichia и
Redlichina (Redlichia sp., Redlichina anamakitica Dalm., семейство Redlichiidae) и рода
Micmaccopsis (M. aff. lata Rep.). Примерно в середине ботомского века начинают бурно
развиваться трилобиты рода Bathyariscellus (В. robustus Lerm., В. firmus Ogienko,
B.nodus Ogienko, семейство Jakutidae), рода Chakasskia (Ch. minussensis Polet), родов
Onchocephalina, Kootenia, Ogygopsis, Kounamkites (K. dubitabilis Ogienko).
Отложения тойонского века в БЯЗ, КТЗ и ОКЗ (Окинская подзона) охарактеризо­
ваны обильными остатками водорослей, трилобитов и брахиопод. Трилобиты представ­
лены следующими формами: Parapoliella sp. (редко), Ogygopsis sp., Chilometopus ex gr.
artus Suv., Edelsteinaspis ornata Lerm., E. biramjensis Suv., E. gracilis Lerm., Dorypyge(?)
sp., Kootenia kooktensis Dalm., K. sibirica Lerm., K. gaspensis Rassetti, Kooteniella
slatkowskii (Schmidt), K. cf. sima Suv., K. aff. turgida Suv., K. edelsteini Lerm., Chakasskia
minussensis Polet. (редко), Chondragraulos minussensis Lerm., Ch. zabiticus Dalm.,
Namanoia(?) kumakiensis Dalm., N. incerta N. Tchern., Namanoia sp., Chondranomocare sp.
(редко), Kounamkites dubitabilis Ogienko, Ptychoparia kochibei Walcott, Prohedinella sp.,
Solenopleura sp., Binodaspis spinosa Lerm., B. prima Pokr., Binodaspis sp., Erbia sibirica
Lerm., E. granulosa Lerm., Batenotus (?) sp. Некоторые из приведенных таксонов яв­
ляются проходящими в амгинский ярус.
Амгинский ярус на территории Бурятии характеризуется широким развитием
трилобитов семейства Oryctocephalidae. Изучение ассоциаций трилобитов в разрезах
БЯЗ позволило установить четыре этапа в их развитии. На этом основании отложения
кумакской свиты были подразделены на четыре горизонта с географическими названи­
иями и, соответственно, четыре зоны совместного распространения комплексов трило­
битов [4]. Выделенные биофации имеют сходство с таковыми Юдомо-Оленекского фа­
циального региона Сибирской платформы [1].
Отложения майского века – верхнего кембрия выделены весьма условно по три­
лобитам родов Liostracus, Kuraspis, Acrocephalites и Uncaspis, которые обнаружены в не­
большом количестве в бассейнах pp. Сухая Бадота (правый приток р. Турки), Абага и в
Восточном Саяне (бассейн р. Балюта).
В итоге отметим следующее:
В конце тойонского и амгинском веках палеобассейны на территории Бурятии
относились к Сибирской и Саяно-Алтайской провинциям Тихоокеанской палеобиогео­
графической области. Граница между ними была условной и проходила в пограничной
полосе южных и северных структурно-фациальных зон региона [2].
Для данного времени на территории Бурятии выделяются биофации с Kooteniella
slatkowski-Namanoia, Cheiraroides arcticus, Oryctocara-Oryctocephalus, Tonkinella gavrilovae, Pseudanomocarina-Olenoides.
Миграция фауны в тойонском и амгинском веках шла в направлении с востока,
34
северо-востока, со стороны Сибирского моря и восточных районов палеоокеана Тетиса.
В конце тойонского века намечается наибольшее сходство фаций северных зон
Бурятии с Анабаро-Синским фациальным регионом Сибирской платформы, южных зон с западными районами Саяно-Алтайской горной области.
В амгинском веке отмечается наибольшее сходство фаций в северных зонах
региона и КТЗ с Юдомо-Оленекским фациальным регионом Сибирской платформы.
Список литературы
1. Ветлужских Л.И. Биоценозы и фации кембрия Бурятии // Эволюция жизни на Земле. Материалы III
Международного симпозиума. Томск, 2005. - С. 78-79.
2. Ветлужских Л.И. Палеобиогеография кембрия на территории Бурятии // Палеонтология, палеобиогео­
графия и палеоэкология. Материалы LIII сессии палеонтологического общества 2-6 апреля 2007 г. С.-Пе­
тербург, 2007. - С. 34-35.
3. Волколаков Ф.К., Язмир М.М. О биогеографических и фациальных районах Саяно-Байкальского наго­
рья в Ленском веке. // Вопросы палеогеографического районирования в свете данных палеонтологии.
Труды IX сессии Всесоюзного палеонтологического общества. М: изд-во Недра, 1967. - С. 35-43.
4. Минина О.Р., Ветлужских Л.И. К проблеме объема среднего кембрия и валидности местных страти­
графических подразделений Западного Забайкалья (Верхне-Ангарский и Южно-Муйский хребты) //
Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к конти­
ненту). Матер. научн. совещ.Иркутск, 2006. – С. 28-30.
5. Репина Л.Н. Палеобиогеография раннекембрийских морей по трилобитам // Биостратиграфия и био­
география палеозоя Сибири. Новосибирск, 1985. - С. 5-15.
6. Язмир М.М., Далматов Б.А. Биогеография раннего и среднего кембрия в пределах Бурятии // Геология
и геофизика, № 2, 1975. - С. 55-63.
7. Язмир М.М., Далматов Б.А., Язмир И.К. Атлас фауны и флоры палеозоя и мезозоя Бурятской АССР.
Палеозой. М.: Недра, 1975. - 184 с.
НИЖНЕМЕЛОВАЯ ИХТИОФАУНА ШИЛКИНСКОЙ ВПАДИНЫ
(ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
Р.А. Коростовский
Геологический научный центр ЧитГУ, Чита, rk_rk@mail.ru
В статье приведены сведения о нижнемеловой ихтиофауне Шилкинской впадины. Выделен один
новый вид рода Lycoptera - L. schilkensis, sp.nov. По результатам сопоставления комплексов органиче­
ских остатков нижнемеловых отложений Шилкинской и стратотипичной Тургино-Харанорской впадин
можно сделать вывод об отнесении первых к среднетургинской подсвите.
Шилкинская впадина расположена в Агинско-Аргунской структурно-фациаль­
ной зоне [2, 3] и вытянута в северо-восточном направлении (Рис. 1). В ее юго-западной
части располагается Бичектуйская мульда, а в северо-восточной – Делюнская. Конти­
нентальные отложения нижнего мела, выполняющие депрессию, расчленяются на две
свиты – тургинскую и кутинскую. По данным С.А. Козлова и др., выполнивших Геоло­
гическое доизучение площади листа N-50-XXXIV масштаба 1:200000, тургинская свита
представлена туффогенно-осадочными и, преимущественно, осадочными образования­
ми с пластами бурых углей в верхней части разреза. Кутинская свита состоит исключи­
тельно из терригенных отложений. Остатки рыб обнаружены только в тургинской сви­
те.
Остатки рыб в Б и ч е к т у й с к о й м у л ь д е обнаружены в ее северной части
по левому борту пади Бичектуй (географические координаты – N 52о04.175’ E
116o54.397’). Здесь отложения тургинской свиты представляют собой крыло синкли­
нальной складки, вытянутой в северо-восточном направлении и разбитой тектониче­
скими нарушениями на серию блоков. Отложения тургинской свиты от устья пади
Мергениха до устья пади Бичектуй (рис. 2) в течение 2004-2009 гг. изучены сотрудни­
ками Геологического научного центра ЧитГУ. В этой части разреза в составе тургин35
Рис. 1. Схема расположения Шилкинской впадины
ской свиты выделяется две пачки (рис. 3). Нижняя пачка представлена переслаиванием
светло-серых плитчатых алевролитов, зеленовато-серых туфогенных алевролитов, реже
– песчаников. Верхняя пачка состоит в нижней части из переслаивания желтовато-се­
рых туфогенных песчаников и серых алевролитов с прослоями черных алевропелитов,
в верхах наращивается толщей песчаников с прослоями гравелитов.
В отложениях нижней пачки (т.н. 071) встречены отдельные кости осетрооб­
разных Peipiaosteidae gen. indet, скелеты костистых рыб Lycoptera middendorffi
M u l l e r ; ядра раковин остракод (определения С.М. Синица) Cypridea sp., Ussuriocyp­
ris sp., Lycop terocypris sp., Darwinula sp., Mantelliana sp., Timiriasevia sp., напластова­
ния (определения А.Г. Пономаренко) раковин конхострак Bairdesthreia sp. и поденок
Ephemeropsis trisetalis E i c h w a l d , редкиe тела жуков (определения А.Г. Пономарен­
ко) Coptoclava sp., домики ручейников (определения И.Д. Сукачевой) Terrindusia sp.,
Ostracindusia sp., редкие растительные остатки (определения Н.Г. Ядрищенской)
Czekanowskia ex gr. rigida H e е r , Sphenobaiera sp.
Рис. 2. Схематическая геологическая карта пади Бичектуй (составлена по материалам К.С. Бутина)
В верхней пачке (т.н. 081) обнаружены отпечатки рыб Lycoptera schilkensis
K o r o s t o v s k i i , sp.nov., насекомых и растений. Кроме того, в делювии собраны
своеобразные образования в виде различных валиков и бугорков, которые Е.С. Вильмо
36
ва определила как поперечные сечения норок Koromella, следы питания Ferrolithos,
следы ползания Latibullolithos, Torusella и следы покоя Petallilithos, Vallumbolithos.
Рис. 3. Сводные литологические колонки по падям Бичектуй, Золотая, Мыгжа
В Д е л ю н с к о й м у л ь д е остатки рыб обнаружены в ее северо-западной ча­
сти по падям Золотая и Кривляк (Озерная), а также в восточной части по пади Мыгжа
(рис. 4).
Рис. 4. Схематическая геологическая карта (по Козлов, 2001, лист N-50-XXXIV)
37
В районе падей Золотая и Кривляк (Озерная) (географические координаты N
52010’54,9” E 117010’06,4”) нижнемеловые отложения выполняют крыло синклинали,
вытянутой в северо-восточном направлении. В месте слияния падей зачисткой вскрыты
(т.н. 069) темно-серые горизонтальнослоистые алевролиты содержащие остатки рыб
Lycoptera middendorffi M u l l e r , конхострак, тафофлоры хвощевых Equisetites sp.,
гинкговых Ginkgo sp. и др.
Выше по разрезу, в пади Золотая (т.н. 065) бульдозерной канавой вскрыта пачка
частого ритмичного переслаивания сероватых тонкослоистых алевропелитов (типа «бу­
мажных сланцев»), тонкогоризонтальнослоистых алевролитов и ярко-желтых средне­
зернистых песчаников, содержащих редкие прослои рыжих массивных грубозернистых
песчаников (до 30 см). В алевролитах и алевропелитах найдены остатки рыб
Peipiaosteidae gen. indet., Lycoptera schilkensis K o r o s t o v s k i i , sp.nov., конхострак,
остракод, насекомых (определения А.Г. Пономаренко, Ю.А. Попова, Д.В. Василенко)
Coleoptera: Cupedidae gen.sp., Heteroptera: Pachymeridiidae gen.sp.; тафофлоры (опреде­
ления Н.В. Горденко и А.В. Броушкина) Equisetites sp., Cladophlebis aff. hairburnensis,
Cladophlebis sp., Ginkgo sp., Karkenia sp., Czekanowskia sp., Podozamites angustifolius
(E i c h w a l d ) H e e r , Pityocladus sp., Pityophyllum sp., Schizolepis sp., Pityolepis sp.,
Pityo-spermum sp. и Carpolithes sp.
В отложениях тургинской свиты по пади Мыгжа, в 1 км выше устья пади Кру­
тая, (т.н. 1101, С.М. Синица, 2004) в зачистках обнажаются алевролиты серые, темносерые неясногоризонтальнослоистые, туфопесчаники с прослоями туфоалевролитов,
содержащие редкие отдельные кости Peipiaosteidae gen.indet. и кости в сочленении Ly­
coptera sp., редкие остатки флоры, ядра остракод (определения С.М. Синица) Ussuri­
ocypris sp., силуэты тел насекомых.
Меловая ихтиофауна Шилкинской впадины представлена всего тремя видами,
принадлежащими двум родам. Вероятно, во время накопления тургинских осадков, в
бассейн седиментации, периодически, из расположенного в северо-восточной? части
современной Шилкинской впадины магматического очага поступал пирокластический
материал. Подобные экстремальные условия, видимо, и обусловили бедность ихтиофа­
уны.
В разрезах депрессии наблюдается следующая последовательность распростра­
нения представителей рода Lycoptera (табл.1.): нижние слои характеризуются присут­
ствием вида Lycoptera middendorffi M u l l e r , а верхние - Lycoptera schilkensis
K o r o s t o v s k i i, sp.nov. Остатки, отнесенные к семейству Peipiaosteidae, обнаружены
как в нижней, так и в верхней частях разреза. Подобная закономерность наблюдается и
в стратотипическом разрезе тургинской свиты в Тургино-Харанорской впадине.
Таблица 1
Распространение рыб в тургинских отложениях Шилкинской впадины
Вид
Peipiaosteidae
Lycoptera sp.
Lycoptera middendorffi
Lycoptera schilkensis sp.nov.
Точка наблюдения
нижняя пачка верхняя пачка
071
069
065
081
V
V
V
1101
V
V
V
V
V
Наиболее частыми по встречаемости в Бичектуйской мульде являются остатки
Lycoptera middendorffi, а в Делюнской – Lycoptera schilkensis, sp.nov. Они представлены,
в основном, целыми скелетами и костями в сочленении. Остатки, отнесенные к се­
мейству Peipiaosteidae единичны и, в основном, захоронились в виде отдельных костей,
иногда костей в сочленении. Только в отложениях пади Золотая встречен один почти
38
целый экземпляр ювинильного вида, у которого не сохранились необходимые родовые
признаки, поэтому уверенно отнести его к какому-либо известному роду невозможно.
Наибольшее сходство описываемая форма испытывает с забайкальским родом
Stichopterus и китайским Peipiaosteus.
Остатки представителей рода Lycoptera и семейства Peipiaosteidae в Забайкаль­
ском крае встречаются в тургинских отложениях довольно часто, и, кроме того, широко
распространены на территории Китая и Монголии. В Китае комплекс Lycoptera –
Peipiaosteus входит в состав фауны Eosestheria – Lycoptera – Ephemeropsis trisetalis и
относится к средней части так называемой «Jehol Biota» [6], датируемой (K/Ar) в 120131 млн. лет [5]. Он включает следующие характерные остатки: остракод Cypridea; дву­
створок – Arguniella – Sphaerium; гастропод – Probaicalica – Reesidella; насекомых –
Aeschnidium – Manlaymia; ранних птиц и «перистых» динозавров – Confuciusornis,
Liaoxiornis, Sinosauropteryx, Protarchaeopteryx, Caudipteryx, Beipiaosaurus и др. [4].
В Забайкалье Lycoptera middendorffi M u l l e r и Stichopterus woodwardi R e i s s
входят в состав комплекса Bairdestheria – Lycoptera – Ephemeropsis trisetalis, характери­
зующего нижнюю часть тургинского биостратиграфического горизонта [3], для которо­
го характерны насекомые родов Ephemeropsis (E. trisetalis), Terrindusia, Folindusia,
Coptoclava и др.; комплекс бранхиопод Bairdestheria middendorffi – Estherithes dahuri­
cus; моллюски Arguniella, Limnocyrena, Ferganoconcha, Hemicorbicula, и др.; остракоды
Cypridea, Ussuriocypris, Daurina, Torinina, Darwinula, Timiriasevia и др.; макрофлора
Equisetum, Birisia, Pseudolarix, Baisia и др. [3]. Виды Lycoptera middendorffi в 1848 году
Дж. Мюллером и Stichopterus woodwardi в 1909 году О.М. Рейссом [7] были описаны из
стратотипических отложений тургинской свиты по р. Турга. Кроме того, из данного
разреза определены остатки насекомых - Ephemeropsis trisetalis E i c h w a l d , Terrin­
dusia reisi C o c k e r e l l , Ostracindusia sibirica V i a l o v , Folindusia turga S u k a t ­
s h e v a , бранхиопод - Estherites dauricus (T s c h e r n .), Bairdestheria middendorfii
(J o n e s ); моллюсков - Viviparus sp., Galba obrutschewi (R e i s s ); остракод - Ussuri­
ocypris ussurica M a n d e l s t a m ; растительных остатков - Pseudolarix sp., Baisia hir­
suta K r a s s i l o v и другие [1].
По данным работ по ГДП-200 С.А. Козлова и др. в Шилкинской впадине из от­
ложений, отнесенных на геологической карте М 1:200000 к нижнетургинской подсвите,
известны остатки конхострак Estherites dahuricus (T s h e r n y s c h e w ), Bairdestheria
sinensis (C h i ); моллюсков Sphaericoncha amgensis (M a r t i n s o n ); растительных
остатков Equisetites sp., Czekanowskia sp., Carpolithes sp.,Из среднетургинской подсвиты
определены моллюски Limnocyrena pusilla (R e i s s ), L. aff. altiformis (G r a b a u ), Lim­
nocyrena sibirica (R a m m e l m e y e r ), Limnocyrena tani (G r a b a u ), Limnocyrena aff.
wangshinensis (G r a b a u ).
По наличию комплекса конхострак Bairdestheria middendorffi – Estherithes dahur­
icus, насекомых Ephemeropsis trisetalis и других органических остатков слои содержа­
щие ихтиофауну в Шилкинской и стратотипической Тургино-Харанорской впадинах
достаточно хорошо коррелируются между собой, и, согласно региональной стратигра­
фической схеме меловых отложений Забайкалья [3], должны принадлежать нижнетур­
гинскому биостратиграфическому горизонту. Однако в настоящее время, согласно при­
нятой в 1999 году легенде для листов Государственных геологических карт масштаба
1:200000, принято трехчленное строение тургинской свиты. Разрез по р. Турга в Турги­
но-Харанорской впадине при ГДП-200 И.Г. Рутштейном и др. [1] был отнесен к сред­
ней подсвите, поэтому отложения Шилкинской впадины, содержащие сходный с типо­
вым комплекс органических остатков, должны также сопоставляться со среднетур­
гинской подсвитой.
39
Описание ихтиофауны
В процессе выполнения тематических работ в 2005-2009 гг. сотрудниками Гео­
логического научного центра ЧитГУ собрана коллекция рыб из отложений Шил­
кинской и Тургино-Харанорской впадин. Для их описания в данной работе использова­
ны только полностью сохранившиеся скелеты. Для измерений использовалась схема,
предложенная Л.С. Бергом. Результаты промеров впоследствии обрабатывались с при­
менением ПО MS Excel.
Класс ACTINOPTERYGII
Надотряд OSTEOGLOSSOMORPHA
Отряд LYCOPTERIFORMES
Семейство LYCOPTERIDAE C o c k e r e l l , 1924
Род Lycoptera M u l l e r , 1848
Т и п о в о й в и д - Lycoptera middendorffi M u l l e r , 1848. Тургинская свита;
нижний мел; р. Турга, бассейн р. Онон, Восточное Забайкалье.
О п и с а н и е. Небольшие (до 12 см) рыбы. Орбита составляет 35-39% от длины
головы. Заглазничный отдел чуть больше орбиты. Длина нижней челюсти доходит до
половины длины головы. Наименьшая высота тела составляет 8-11% длины тела. По­
звонков 44-47. Соотношение высоты головы к длине тела колеблется от 17 до 27% и со­
ставляет в среднем 23%. Лучи в плавниках у некоторых экземпляров ветвятся, в ниж­
ней части нечленистые. Спинной плавник небольшой, состоит из 9-13 лучей, первый
луч короткий нечленистый и неветвящийся. Соотношение длины основания спинного
плавника к его высоте в среднем составляет 70%. Анальный - состоит из 11-14 лучей.
Соотношение длины основания анального плавника к его высоте в среднем составляет
83%. Брюшной - состоит из 6-8 лучей, длина его составляет 11-12% длины тела. Груд­
ной - 8-9 лучей, длина его составляет 12-16% длины тела. Брюшные плавники располо­
жены примерно посередине или чуть позади, между основаниями грудных и анального
плавников. Чешуя мелкая с базальными и апикальными лучами.
В и д о в о й с о с т а в. Типовой вид, Lycoptera fragilis H u s s a k o f из ниж­
него мела Забайкалья и Монголии; Lycoptera davidi S a u v a g e из нижнего мела Севе­
ро-Восточного Китая; Lycoptera schilkensis K o r o s t o v s k i i , sp.nov. из нижнего мела
Восточного Забайкалья.
Lycoptera middendorffi M u l l e r , 1848
Табл. I, фиг. 1.
Lycoptera middendorfii: Otto M. Reiss, 1909 – табл. I, фиг. 1, 2.
Lycoptera middendorffii: В.Н.Яковлев, 1968 – табл. III, фиг. 2
Lycoptera middendorffi: П.Г.Данильченко, 1980 (Синонимика)
Г о л о т и п. Данных не имеется.
Н е о т и п. Музей Филиала по Забайкальскому краю ФГУ «ТФИ по Сибирскому
федеральному округу», г. Чита, обр.№ 1022/7 (табл.I, фиг. 1). Восточное Забайкалье,
Тургино-Харанорская впадина, бассейн р. Онон, р.Турга; нижний мел, тургинская сви­
та, тургинский биостратиграфический горизонт.
О п и с а н и е. Максимальная длина тела до 12 см. Соотношение высоты головы
к длине головы – от 77 до 96%, в среднем 85%. Основание спинного плавника располо­
жено чуть позади основания анального плавника. Постдорсальное расстояние состав­
ляет 14-18% длины тела. Отношение максимальной высоты тела к длине составляет 1823%, в среднем 20%. Maxillare слегка расширено в задней части. На некоторых образ­
цах отмечается наличие небольших зубов на челюстях. Operculum овальное, гладкое,
иногда с чуть заметными концентрическими ребрами.
С р а в н е н и е с Lycoptera schilkensis см. при описании последнего. От Ly­
coptera davidi, описанного В.Н. Яковлевым, отличается большим количеством позвон­
ков хвостового стебля.
40
Р а с п р о с т р а н е н и е. Нижний мел Забайкалья и Северо-Восточного Китая
М е с т о н а х о ж д е н и е. Восточное Забайкалье, Шилкинская впадина, левый
борт пади Бичектуй, устье пади Озерная; Тургино-Харанорская впадина, р. Турга; Ги­
даринская впадина, с. Павловка. Сборы С.М. Синица, Р.А. Коростовского, 2005-2009.
Торейская впадина, г. Хара-Толгой, сборы Н.И. Раитиной, Н.Г. Ядрищенской, 2009.
Тургинский биостратиграфический горизонт.
М а т е р и а л. Более ста целых экземпляров из местонахождения Турга; семь
почти полных скелетов из отложений левого борта пади Бичектуй (т.н. 071); один пол­
ный отпечаток без хвостового плавника из отложений у слияния падей Золотая и Кри­
вляк (т.н. 069).
Lycoptera schilkensis K o r o s t o v s k i i , sp. nov.
Табл. I, фиг. 2-4.
Г о л о т и п. Музей Филиала по Забайкальскому краю ФГУ «ТФИ по Сибирско­
му федеральному округу», г. Чита, №1022/1 (табл. I, фиг. 2). Восточное Забайкалье,
Шилкинская впадина, левобережье р. Шилка, бассейн р. Куэнга, падь Золотая; нижний
мел, тургинский биостратиграфический горизонт.
О п и с а н и е. Максимальная длина тела до 6 см. Соотношение высоты головы к
длине головы – от 57 до 73%. Основание спинного плавника расположено чуть впереди
основания анального плавника. Постдорсальное расстояние составляет 20-23% длины
тела. Отношение максимальной высоты тела к длине тела составляет 14-15%. Opercu­
lum овальное с достаточно четко видимыми концентрическими ребрами.
С р а в н е н и е. Вид наиболее близок к Lycoptera middendorffi M u l l e r . Отли­
чается от него более низким телом, вытянутой головой и сдвинутым наперед спинным
плавником, большим заглазничным расстоянием и более широкой Operculum (табл. 2.).
М е с т о н а х о ж д е н и е. Восточное Забайкалье, Шилкинская впадина, левый
борт пади Бичектуй, падь Золотая; Тургино-Харанорская впадина, р. Турга. Сборы
С.М. Синица, Р.А. Коростовского, 2005-2009 г.
М а т е р и а л. Отпечатки двадцати полных экземпляров из отложений р. Турга;
двух неполных скелетов из отложений левого борта пади Бичектуй (т.н. 081); десяти из отложений пади Золотая (т.н. 065).
Таблица 2
Сравнение результатов некоторых промеров
№ п/п
1
2
3
4
5
Промеры
Максимальная длина тела, см
Соотношение высоты и длины голо­
вы
Положение спинного плавника отно­
сительно анального
Постдорсальное расстояние от дли­
ны тела
Соотношение максимальной высоты
и длины тела
L.middendorffi
12
от 77 до 96 %,
в среднем 85 %
чуть позади основа­
ния анального
14-18 % ,
в среднем 17 %
18-23 %,
в среднем 20%
L. schilkensis sp.nov.
7
от 57 до 73 %,
в среднем 66 %
впереди основания анального
20-26 % , в среднем 24 %
14-15 %, в среднем 15%.
Автор выражает огромную благодарность за помощь в подготовке статьи А.В.
Куриленко, Н.Г. Ядрищенской, С.М. Синица, К.С. Бутину, а также А.Г. Пономаренко,
И.Д. Сукачевой, Ю.А. Попову, Д.В. Василенко, Н.В. Горденко и А.В. Броушкину за
определения палеонтологических остатков.
Список литературы
1. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1:200000. Издание второе. Се-
41
рия Приаргунская. Лист M-50-IX (Калангуй). Объяснительная записка. / И.Г. Рутштейн, Г.И. Богач, Е.Л.
Винниченко и др. - СПб: Изд-во картфабрики ВСЕГЕИ, 2001. - 156 с.
2. Куриленко А.В., Котляр Г.В., Кульков Н.П. и др. Атлас фауны и флоры палеозоя-мезозоя Забайкалья.
Новосибирск: Наука, 2002. – 714 с.
3. Решения четвертого межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию
и фанерозою юга Дальнего Востока и Восточного Забайкалья. Хабаровск, 1994. Схема 36, С. 1-17
4. Чен Пейцзи. О распространении и миграции Джехольской биоты в Восточной Азии// Корреляция мезо­
зойских континентальных образований Дальнего востока и Восточного Забайкалья, 2000. – С. 83-87.
5. Huaiyu HE, Xiaolin Wang, Zhonghe Zhou, Rixiang Zhu. 40Ar/39Ar dating of the Jehol Biota from western
Liaoning and Hebei province, China // Abstracts of the 2nd International Palaeontological Congress, Beijing,
China. 2006. - P. 435-436.
6. Meemann CHANG & Desui MIAO. An overview of Mesozoic fishes in Asia // Mesozoic Fishes 3 - Systemat­
ic, Paleoenvironments and Biodiversity, 2004. - P. 535-563.
7. Otto M. Reiss. «Die Binnenfauna Der Fischschiefer». St. Petersburg, 1909.
Палеонтологическая таблица и объяснение к ней
Фиг. 1. Lycoptera middendorffi M u l l e r .
Экз. 1022/7, отпечаток скелета; правобережье р.Онон, р.Турга, Тургино-Харанорская впадина; среднетур­
гинская подсвита.
Фиг. 2, 3 Lycoptera schilkis K o r o s t o v s k i i , sp.nov.
2 - экз. 1022/7, голотип, отпечаток скелета; левобережье р. Куэнга, падь Золотая, Шилкинская впадина,
обр № 1022/1; тургинская свита. 3 - экз. 1022/9, отпечаток скелета, правобережье р.Онон, р.Турга, Турги­
но-Харанорская впадина; среднетургинская подсвита.
Фиг. 4. Peipiaosteidae gen.indet.
Экз. 1022/21, отпечаток скелета, левобережье р. Куэнга, падь Золотая, Шилкинская впадина; тургинская
свита.
К ВОПРОСУ СОВЕРШЕНСТВОВАНИЯ СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ СХЕМ
ДЕВОНА - ПЕРМИ ЗАБАЙКАЛЬЯ
А.В. Куриленко
ФГУГП “Читагеолсъемка”, Чита, Alena_Kurilenko@geolog.chita.ru
Предлагается внести изменения в схемы девона – перми Забайкалья на основании новых данных
по обоснованию возраста, полученных при комплексном изучении фаунистических остатков. Новые
определения фауны позволили уточнить возрастной диапазон многих местных стратиграфических
подразделений. Доказан позднепржидольско-раннеэмсский возраст большеневерской свиты, позднепр­
жидольско-раннелохковский возраст макаровской толщи, пражско-эйфельский возраст ильдиканской
свиты, живетско-фаменский возраст яковлевской свиты. Доказана одновозрастность формирования раз­
резов ирамской толщи-аргалейской свиты в западной части Аргунской зоны и яковлевской-газимуроза­
водской свит - в восточной, позволившие унифицировать данную часть девонско-каменноугольной схе­
мы. Получены обоснования для отнесения некоторых разрезов к перми, возраст которых ранее носил
дискуссионный характер. Предложены изменения в унифицированную часть региональной стратиграфи­
ческой схемы девона Приамурья.
Cтратиграфические схемы девона, карбона и перми Забайкалья, принятые IV ДВ
МРСС (г. Хабаровск, 1990 г.) [7], за прошедшие 20 лет претерпели существенные изме­
нения, которые в той или иной мере нашли свое отражение при создании полистных и
серийных легенд ГГК-50/2, 200/2, 500/2, 1000/3. Сложность строения разрезов среднего
- верхнего палеозоя региона, представленных интенсивно дислоцированными и мета­
морфизованными толщами, слабо фаунистически охарактеризованными, приводит к
неоднозначности понимания разными специалистами объемов стратиграфических
подразделений. К настоящему времени получены новые данные по биостратиграфии
отложений девона - перми на основании комплексного изучения различных групп фау­
ны
42
К статье Р.А. Коростовского
Таблица
Новые коллекционные материалы существенно дополняют и уточняют известные све­
дения о систематическом составе и распространении фауны в Восточном Забайкалье и
Верхнем Приамурье. Результаты исследований криноидей и брахиопод девона, брахио­
под, мшанок, криноидей, двустворчатых моллюсков карбона составляют основу совре­
менного биостратиграфического расчленения этих отложений. Пермская стратиграфия
основана на определении брахиопод, мшанок и двустворчатых моллюсков, однако и
данные по криноидеям зачастую позволяют решить некоторые спорные вопросы мест­
ной стратиграфии. В последние годы на основании детального изучения распределения
криноидей в опорных разрезах Восточного Забайкалья разработана региональная шкала
девона, карбона и нижней перми по криноидеям в ранге слоев с фауной. Стратоны ча­
сто не имеют смыкаемости, но их последовательность четко диагностируется в раз­
резах. Реперы первого появления руководящих видов криноидей трудно устанавлива­
ются из-за неравномерности распределения их остатков в отложениях, поэтому био­
стратоны выделяются по максимальному распределению видов-индексов.
В объяснительной записке к схемам [7] отмечалось, что нижняя граница девона
в пределах Монголо-Охотского складчатого пояса палеонтологически не обоснована.
Традиционное положение границы силурийской и девонской систем в Восточном За­
байкалье отвечает нижней границе большеневерского горизонта, получившей па­
леонтологическую характеристику в связи с определением криноидей рода
Scyphocrinites, характерных для разнофациальных отложений пржидоли и лохкова
европейских разрезов, севера Африки и Азии [1, 5]. В качестве региональных подразде­
лений в схеме девонских отложений Приамурья [7] выделено три горизонта, имеющих
довольно значительный стратиграфический объем: большеневерский горизонт охваты­
вает лохков–нижний эмс, имачинский – верхний эмс-эйфель, ольдойский - живет-ниж­
ний фран. Для среднего франа-фамена горизонты в схеме не выделены. Г.В. Котляр и
Л.И. Попеко отложения верхнего фамена предлагают рассматривать в качестве коти­
хинского горизонта [2, 3, 6]. Для всех ярусов девона в схеме [7] определены зоны и
слои с брахиоподами и, после ее принятия, слои с криноидеями, которые в некоторых
случаях детализируют принятую схему [4]. Биостратиграфическое расчленение девона
Забайкалья и Верхнего Приамурья по криноидеям включает: слои со Scyphocrinites
mariannae, соответствующие переходному пржидольско–лохковскому пограничному
интервалу; слои с Costatocrinus bicostatus-Tastjicrinus paucicostatus, отвечающие нижне­
лохковскому подъярусу; слои с Amazaricrinus ildicanensis - пражскому ярусу; слои с
Paradecacrinus orientalis - эмсскому ярусу; слои с Raricrinus minimus-Vasticrinus vastus эйфельскому ярусу; слои с Ononicrinus gracilis - живетскому ярусу; слои с Hexacrinites?
stukalinae - нижнефранскому подъярусу; слои с Platycrinites? subtuberosus - верхнефа­
менскому подъярусу. Возраст стратонов, определенный по криноидеям, подтвержден
данными по другим группам ископаемых организмов [1, 4].
Совместно с криноидеями в нижнелохковских слоях с Costatocrinus bicostatus Tastjicrinus paucicostatus (низы большеневерского горизонта) встречены брахиоподы,
сходные с таковыми из лохковских отложений Баррандиена, Подолии, Китая и Австра­
лии. В средней части большеневерского горизонта (низы ильдиканской свиты Аргун­
ской структурно-формационной зоны и средняя часть большеневерской свиты Верхне­
го Приамурья) в слоях с Amazaricrinus ildicanensis определен богатый комплекс брахио­
под также свидетельствующих о пражском возрасте разрезов. В эмсских слоях с
Paradecacrinus orientalis, выделенных в верхней части большеневерского и нижней ча­
сти имачинского горизонтов Верхнего Приамурья, определен комплекс брахиопод, воз­
раст которого несомненно эмсский. Слои с Raricrinus minimus - Vasticrinus vastus, отве­
чающие эйфелю, соответствуют верхней части имачинского горизонта (верхи ильди­
канской и имачинской свит). В известняках верхней части ильдиканской свиты найде­
44
ны брахиоподы Сyrtinopsis nalivkini Bubl., Zdimir? sp., характерные для эйфельских от­
ложений многих регионов России. Слои с Ononicrinus gracilis, датируемые живетским
веком, соответствуют нижней части ольдойского горизонта, охватывающего нижние
части яковлевской и ольдойской свит. К этой части разреза приурочен комплекс брахи­
опод, в который входят формы, типичные для верхней части живетского яруса Мину­
синской котловины, Монголии, Горного Алтая, Кузнецкого бассейна и формации Га­
мильтон Северной Америки. Франский (раннефранский?) комплекс слоев с Hexacrin­
ites? stukalinae в Забайкалье представлен многочисленными остатками криноидей, но
ряд их видов за пределами региона не известен. Возможно, это объясняется тем, что
криноидеи верхнего девона на территории России еще очень слабо изучены. Возраст
слоев определяется по совместным находкам в этих отложениях брахиопод, характер­
ных для франа многих регионов. Для большей части фамена слои с криноидеями не вы­
делены. Из отложений тепловской свиты определены брахиоподы, свидетельствующие
о фаменском возрасте вмещающих отложений, и редкие криноидеи, имеющие широкий
возрастной диапазон распространения. Слои с Platycrinites? subtuberosus установлены в
верхах яковлевской свиты (разрезы Средняя Кулинда и Аргалей), охарактеризованной
верхнефаменской фауной мшанок и брахиопод и позволяющей проводить корреляцию
вмещающих отложений с абышевским горизонтом (топкинская толща) Кузбасса и
средней подсвитой тарханской свиты Рудного Алтая [6].
Новые определения фаунистических остатков позволили уточнить возрастной
диапазон многих местных стратиграфических подразделений. Удалось доказать
позднепржидольско-раннеэмсский возраст большеневерской свиты, позднепржидоль­
ско-раннелохковский возраст макаровской толщи, пражско-эйфельский возраст ильди­
канской свиты, живетско-фаменский возраст яковлевской свиты. Кроме того, автор
предлагает внести изменения в унифицированную часть региональной стратиграфиче­
ской схемы Приамурья. Впервые на основании изучения криноидей в пределах Монго­
ло-Охотского региона фаунистически доказаны пограничные отложения силура и дево­
на [4, 5], установлено, что нижняя граница большеневерского горизонта соответствует
верхнему пржидоли.
В результате детального изучения сложнопостроенных каменноугольных разре­
зов и проведения послойных систематических сборов морских лилий установлен ряд
последовательно сменяющих друг друга комплексов. По криноидеям выделено шесть
биостратиграфических подразделений, которые соответствуют рангу слоев с фауной
[1].
Слои с Platycrinites? oleinikovi соответствуют павловскому горизонту (нижний
турне) и прослежены в Среднем Пригазимурье, на хр. Аргалей и Верхнем Приамурье
(нижние части газимурозаводской и типаринской свит). Наиболее характерными среди
сопутствующей фауны являются брахиоподы зоны Plicochonetes glenparkensis Torynifer cooperensis и мшанки зон "Semicoscinium" intermedium - Arborocladia argolen­
sis; Pseudobatostomella minima; Fenestella zabaikalica. Комплекс в целом чрезвычайно
близок раннетурнейской фауне Кузбасса, Рудного Алтая, слоям Kinderhook Северной
Америки [1].
Слои с Platycrinites? smirnovae выделяются в объеме ямкунского горизонта
(верхний турне, средние части газимурозаводской и типаринской свит) и выделены в
тех же местонахождениях, что и вышеописанный стратон. Совместно встречаются бра­
хиоподы зоны Marginatia burlingtonensis - Spirifer (Sp.) baiani, мшанки зоны Polypora
zvonkovae. Большинство видов комплекса характерно для верхнего турне Казахстана,
Рудного Алтая, Кузбасса и Верхоянья [1].
Слои с Ungulicrinus unguliformis отвечают кулиндинскому горизонту (нижний
визе) и установлены в Среднем Пригазимурье и на хр. Аргалей (верхи газимурозавод45
ской свиты). Среди сопутствующей фауны наиболее многочисленны брахиоподы зоны
Rotaia sibirica - Torinifer gasimurensis и мшанки зоны Sulcoretepora minor. Преоблада­
ющее число видов комплекса широко распространено в нижневизейских отложениях
Кузбасса, Рудного Алтая, Казахстана и Северной Америки [1].
В составе мергенского горизонта (вехний визе - серпухов) выделены слои с
Camptocrinus gutaensis (разрезы Чиронского «поля» и бассейна р.Чикой, тутхалтуйская
и нижняя часть гутайской свиты). Определенный в этих же слоях фаунистический
комплекс и, прежде всего, мшанки слоев Dyscritella mergensis - Lanopora mongolica и
брахиоподы зоны Absenticosta uldzejtuensis – Orulgania gunbiniana, широко распростра­
нены в Монголии, Верхоянье, Кузбассе и на Северо-Востоке России. В Монголии и
Верхоянье совместно с аналогичным комплексом брахиопод найдены гониатиты, ши­
роко распространенные в отложениях поздневизейского-серпуховского возраста Запад­
ной Европы, Урала, Северной Америки.
Слои с Platycrinites? texanum отвечают хара-шибирскому горизонту (нижнебаш­
кирский подъярус) и распространены в пределах Чиронского выхода и в бассейне р.Чи­
кой, где в верхней части гутайской свиты известны находки растений, свойственных
каезовскому горизонту среднего карбона Кузбасса. Мшанки слоев со Spinofenestella
kangilensis, выделенные для данного стратиграфического интервала, являются харак­
терными для средней части магарского надгоризонта Северо-Востока России, а брахио­
поды зоны Semicostella zabaicalica – S. kotljarae – для верхней части магарского надго­
ризонта [1].
Слои с Tschironocrinus tschironensis cоответствуют шазагайтуйскому горизонту
(верхнебашкирский подъярус), выделеному в объеме одноименной свиты [7]. Харак­
терные виды комплекса криноидей известны пока только из данного стратона.
Большинство видов брахиопод зоны Fluctuaria alazeica прослеживается в пределах
всей Бореальной области и по совместным находкам в Верхоянье каяльских аммонои­
дей уверенно датирует горизонт позднебашкирским временем. Мшанки слоев с Primo­
rella tenuis – Lanopora clivosa характеризуются возрастанием роли рабдомезид и за пре­
делами Забайкалья установлены в Ланской зоне Монголо-Охотского пояса [1].
Впервые выделенная последовательность комплексов криноидей позволила ре­
шить некоторые актуальные вопросы местной стратиграфии. В региональной схеме [7]
для западной части Аргунской структурно-фациальной зоны были приняты аргалейская
свита позднефаменско-ранневизейского возраста и ирамская толща нижнего-среднего
визе, распространенные в пределах тектонических блоков. Вопрос о их положении от­
носительно друг друга вызывал многочисленные споры начиная с 20-х годов прошлого
столетия. На картах разного масштаба отмечались места находок фауны в ирамской
толще, однако ее определения никогда не приводились. По результатам изучения кри­
ноидей получены данные, подтвержденные палинологическим анализом, указывающие
на более древнее положение ирамской толщи относительно аргалейской свиты. Восста­
новление нормальной стратиграфической последовательности позволило сопоставить
разрез ирамской толщи-аргалейской свиты с литологически сходными отложениями,
развитыми в восточной части Аргунской зоны и рассматривать их в составе яковлев­
ской и газимурозаводской свит.
По сравнению с криноидеями девона и карбона пермские морские лилии в за­
байкальских разрезах малочисленны, а систематический состав их беден. Однако в
перми появляются новые семейства и роды криноидей, которые важны как для регио­
нальной стратиграфии, так и для межрегиональных корреляций. К ним относятся
Neocamptocrinus, Preptopremnum и Pentagonopternix. Наиболее древние находки
пермских криноидей известны из жипхошинского горизонта (сакмарский ярус – низы
артинского), выделенного в объеме одноименной свиты. Она с перерывом залегает на
46
верхнебашкирских отложениях шазагайтуйской свиты [5, 7], а в районе с. Номоконово
резко несогласно на агинско-борщевочном динамометаморфическом комплексе. Для
жипхошинского горизонта наиболее характерны криноидеи Neocamptocrinus permienis
(Jak.) и N. rarus (Skorop.), последние особенно многочисленны. Жипхошинскому гори­
зонту соответствуют слои с Neocamptocrinus rarus. Благодаря находкам вида-индекса
(определения Г.А. Стукалиной) к жипхошинским отложениям отнесен тектонический
блок на левобережье р. Зун-Шивея (левый приток р. Ага, нижнее течение р.Онон) в
стратотипической местности зун-шивеинской свиты верхнего девона - нижнего карбо­
на. Кроме криноидей здесь обнаружены раннепермские двустворчатые моллюски, бра­
хиоподы и мшанки [1].
На основании определения криноидей Neocamptocrinus rudicostatus Stuk.,
Preptopremnum costatus Kuril. к нижней части соктуйской свиты низов средней перми
отнесен разрез, слагающий тектонический блок по пади Боржигантай (нижнее течение
левобережья р.Онон), ранее рассматривавшийся то в составе усть-борзинской и мака­
ровской свит девона по данным изучения кораллов, то - жипхошинской свиты нижней
перми на основании литологического сходства. В разрезе собраны многочисленные фа­
унистические остатки, и данные по криноидеям подтверждены результатами определе­
ния других групп фауны. Представители двустворчатых моллюсков, гастропод, табуля­
томорфных кораллов и брахиопод являются очень характерными представителями
пермских фаунистических сообществ. Основной фон мшанкового комплекса (определе­
ние Л.И. Попеко) составляют представители рода Maychella, распространение которого
ограничивается средней - поздней пермью. Большая часть видов (Stenopora borsiensis
Popeko, Dyscritella daurica Popeko, Maychella tuberculata Morozova, M. orientalis
(Popeko), M. zabaikalica Popeko, Permofenestella labuensis (Morozova)), известны из со­
сучейского горизонта (слои с Maychella tuberculata) [1]. M. tuberculata описана из осах­
тинской свиты Среднего Приамурья. Виды Maychella absoluta Morozova и Permofenes­
tella labuensis (Morozova) установлены в верхней части омолонского горизонта на Омо­
лонском массиве, а P. labuensis – также в аналогах сосучейского горизонта в Северной
и Центральной Монголии. Исходя из этих данных возраст боржигантайской толщи сле­
дует считать среднепермским.
Изучение дискретных остатков средне-верхнепалеозойских криноидей Забайка­
лья еще раз подтвердило важность этих находок для стратификации вмещающих их от­
ложений. Впервые выделенная последовательность комплексов морских лилий позво­
ляет использовать их для биостратиграфического расчленения отложений девона, кар­
бона и перми, межрегиональной корреляции и уточнения возраста многих разрезов.
Данные по криноидеям подтверждены определениями возраста по другим группам па­
леонтологических остатков. Изменения возрастного диапазона местных стратиграфиче­
ских подразделений апробированы в процессе геологического доизучения различных
районов Забайкалья и учтены при составлении листов и легенд ГГК-200/2, 1000/3.
Восточное Забайкалье характеризуется сложным геологическим строением и
недостаточной палеонтолого-стратиграфической изученностью территории. В предла­
гаемой статье обобщены данные, накопленные за два последних десятилетия. Однако
до сих пор остаются нерешенными вопросы корреляции разрезов различных террейнов
Забайкалья, а также возрастное обоснование некоторых стратонов, преимущественно в
Агинской СФЗ, хотя в последние годы наметился определенный сдвиг в их изучении.
Список литературы
1. Атлас фауны и флоры палеозоя-мезозоя Забайкалья / Куриленко А.В., Котляр Г.В., Кульков Н.П. и др.
Новосибирск: Наука. 2002. 714 с.
47
2. Котляр Г.В., Попеко Л.И., Барабашева Е.Е., Куриленко А.В. Региональные стратиграфические подраз­
деления каменноугольных отложений Забайкалья // Стратиграфия докембрия и фанерозоя Забайкалья и
юга Дальнего Востока. Тез. докл. IV Дальневост. РМСС). Хабаровск, 1990. - С. 97-98.
3. Котляр Г.В., Попеко Л.И. Региональные стратиграфические подразделения карбона Монголо-Охот­
ской складчатой области // Тихоокеан. геол., 1995. Т. 14, № 2. - С. 68-74.
4. Куриленко А.В. Девон Восточного Забайкалья: биостратиграфия и корреляция // Проблемы геологиче­
ской и минерагенической корреляции в сопредельных территориях России, Китая и Монголии. Труды
VII международного симпозиума по геологической и минерагенической корреляции в сопредельных рай­
онах России, Китая и Монголии. Чита: изд-во ЗабГГПУ, 2007 г. – С. 38-43.
5. Куриленко А.В., Бретштейн Ю.С., Бутин К.С. Новые биостратиграфические и палеомагнитные дан­
ные по девону западной части Монголо - Охотского складчатого пояса // Тихоокеан. геология (стратигра­
фия и седиментология). 1999, Т. 18, № 6. - С.93–103.
6. Попеко Л.И. Карбон Монголо-Охотского орогенного пояса. Владивосток: Дальнаука. 2000. - 124 с.
7. Решения четвертого межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию
и фанерозою юга Дальнего Востока и Восточного Забайкалья (Хабаровск, 1990 г.) // Объяснительная за­
писка к стратиграфическим схемам / Ред. М.Т. Турбин, В.А. Бажанов, Г.В. Беляева. Хабаровск: ХГГГП,
1994. - 124 с.
НОВЫЕ ПАЛЕОНТОЛОГИЧЕСКИЕ НАХОДКИ В УСТЬБОРЗИНСКОЙ СВИТЕ
(ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
А.В. Куриленко, Н.И. Раитина, Н.Г. Ядрищенская
ФГУГП «Читагеолсъемка», Чита, Alena_Kurilenko@mail.ru
Приведены новые данные по палеонтологическому обоснованию возраста отложений устьбор­
зинской свиты и разрезов, рассматриваемых предшественниками в составе чиндантской свиты. На осно­
вании дополнительных определений фауны из лектостратотипа, возраст устьборзинской свиты опреде­
лен как средне-позднедевонский. Литологическое сходство отложений, а также одновозрастность
комплексов миоспор и фауны, содержащихся в опорных разрезах чиндатской и устьборзинской свит,
позволяют сделать вывод о упразднения чиндантской свиты.
Устьборзинская свита, выделенная И.В. Лучицким в 1946 г. под названием бор­
зинская, характеризуется обилием мощных пластов кристаллических известняков,
переслаивающихся с глинистыми, глинисто-серицитовыми, кремнистыми сланцами и
зеленокаменными породами [3]. П.П. Жданова в 1957 г. переименовала свиту в усть­
борзинскую во избежание путаницы с борзинской «свитой» перми. Позднее объем
стратона неоднократно менялся и в устьборзинскую свиту, кроме характерных для нее
карбонатных пород, были включены подстилающие и сменяющие известняки по ла­
терали мощные толщи терригенных образований. Свита расчленяется на три подсвиты:
нижнюю – сушественно псаммитовую с горизонтами алевритовых и кремнистых по­
род; среднюю - псаммито-алевритовую с линзующимися горизонтами метаэффузивов
средне-основного состава и единичными маломощными линзами известняков; и верх­
нюю – терригенно-вулканогенно-карбонатную. Мощность свиты в различных выходах
оценивается предшественниками от 1850 м до 2100-4000 м. Для устьборзинской свиты,
и особенно для верхней части разреза, характерна фациальная изменчивость и невыдер­
жанность горизонтов по простиранию. Мощные пласты рифоидных известняков верх­
ней подсвиты (до 250-300м) в стратотипической местности, быстро выклиниваются, а в
бассейне р.Ага их мощность составляет 130м.
Отложения свиты выполняют центральную часть устьборзинского синклинория,
протягивающегося субмеридионально от южных отрогов Могойтуйского хребта до
приустьевой части р.Борзя. Периферийные его части, выполненые терригенными об­
разованиями, относились предшественниками к чиндантской свите (D1 čn). Датировка
последней определялась её положением в структуре и возрастом кораллов, обнаружен­
ных восточнее оз.Зун-Торей (южнее пос. Дурбочи) - в единственном разрезе свиты, со­
держащем рифоидные известняки и имеющем существенные отличия от отложений
48
свиты стратотипической местности. Здесь он представлен монотонным чередованием
тёмно-серых серицит-кварцевых и кремнистых сланцев с прослоями пепловых туфов
кислого состава, туффитов, метапесчаников. В верхней части разреза отмечаются ред­
кие прослои яшмоидов и линзы кораллово-криноидных известняков мощностью в де­
сятки метров, в которых ранее были определены ругозы Embolophyllum cf.
mansfieldense (D u n c a n ), определенные в открытой номенклатуре и предполагающие
раннедевонский возраст стратона [2].
В процессе ГДП-200/2 авторами изучены лектостратотипы устьборзинской и
чиндантской свит, а также их выходы на левобережье р.Борзя, левобережье р.Онон, в
районе пос.Дурбочи. Литологическое сходство стратонов, а также одновозрастность
комплексов миоспор и фауны, содержащихся в породах, позволяет параллелизовать от­
ложения устьборзинской свиты стратотипической местности и разрезы, относимые
предшественниками к чиндантской свите по пади Дурбочи и в районе горы НарынХундуй.
Из стратотипа средней подсвиты устьборзинской свиты Л.Н. Неберикутиной вы­
делены споры, свидетельствующие о эйфельско-живетском возрасте вмещающих отло­
жений, а из верхней - позднеживетско – раннефранские микрофоссилии (табл. 1).
Таблица 1
Распространение палинологических остатков в разрезах стратотипической местности
устьборзинской свиты
Общая шкала
верхняя
подсвита
средняя подсвита
S D1 D2 D3 C1 C2 C3 P1 P2 P3 T1 T2 T3 J1 J2 J3 K1 K2 2400a 2401a 2402 2404a 1005-1 1005-5 2417 2427
Cyclogranisporites rugosa (Naum.) Oshurk.
Leiotriletes trivialis Naum.
Stenozonotriletes laevigatus Naum.
Laevigataletes plicatus (Waltz) Oshurk.
Cyclogranisporites rotunda (Naum.) Oshurk.
Geminospora compacta (Naum.) Obukh.
Lophozonotriletes scurrus Naum.
Microreticulatisporites minor (Naum.) Oshurk.
Lanatisporis compositus Arch.
Devonomonoletes commutatus (Tschibr.) Arch.
Archaeozonotriletes postulatus Naum.
Lanatisporis compositus Arch.
Acanthotriletes (Naum.) Pot. et Kr.
Brochotriletes Naum. et Oshurk.
Dictyotriletes (Naum.) Pot. et Kr.
Verrucosisporites (Ibr.) Sm. et Butt.
Retusotriletes (Naum.) Streel
Lophozonotriletes Naum.
Tuberculispora Oshurk.
Geminospora (Balme) Owens
Camarozonotriletes Naum.
Rhabdosporites Rich.
Emphanisporites McGr.
Calamospora microrugosa (Ibr.) S., W. et B.
Lophotriletes sp.
Tuberculatispora sp.
Stenozonotriletes conformis Naum.
Trachytriletes solidus Naum.
Punctatisporites rotundus (Naum.) Pashk.
Leiosphaeridia sp.
Calamospora minutissima (Naum.) Lub.
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
zv
zv
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
ef
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
распространение таксонов в разрезах Забайкалья
стратиграфическое распространение таксонов
Кроме того, в верхней подсвите встречены водоросли Rothpletzella devonica
(M a s l o v ) (определение В.А. Лучининой) среднего девона и Solenopora (определения
49
Р.М. Ивановой), предположительно фаменского возраста; фораминиферы Moravam­
mina? (определения Р.М. Ивановой), предположительно живетского возраста; спикулы
кремневых губок tetractines и pentactines и радиолярии Trilonche davidi (H i n d e ) и Tri­
lonche cf. obtusa H i n d e , распространённые в живетско – фаменских отложениях
(определение О.Т. Обут), а также конодонты (определения В.А. Аристова, Н.Г. Изох)
живетского и франского ярусов: Icriodus ex gr. simetricus Br. et. Mehl, Mesotaxis sp.,
Panderodus sp., Polygnathus sp., Ancyrodella sp., Palmatolepis sp., Polygnathus sp., Ancyro­
gnathus cf. triangularis Y o u n g [1].
На основании новых данных возраст устьборзинской свиты определен в интер­
вале средний-поздний девон. В стратотипе чиндантской свиты, в районе горы НарынХундуй выделен комплекс миоспор эйфельско-живетского веков среднего девона (табл.
2), а по пади Дурбочи определены ругозы Xistriphyllum ex gr. spinulosum (S o s h k i n a )
и Betanyphyllum cf. soetenicum (Schluter), возраст которых живетский (определение
Ю.И. Оноприенко).
Таблица 2
Распространение палинологических остатков в разрезе района горы Нарын-Хундуй
(стратотип «чиндантской» свиты)
название
Cyclogranisporites rugosus (Naum.) Oshurk.
Trachytriletes minor Naum.
Geminospora micromanifesta (Naum.) Obukh.
G. compacta (Naum.) Obukh.
Retusotriletes communis Naum.
Lohpozonotriletes scurrus Naum.
Acanthotriletes perpusillus Naum.
Acanthotriletes serratus Naum.
Hymenozonotriletes abynatus Tschibr.
Lanatisporis hispidus Arch.
Geminospora decora (Naum.) Arch.
Geminospora meonacantha (Naum.) Tschibr.
Geminospora tuberculata (Kedo) Allen
Geminospora egregius (Naum.) Tschibr.
Geminospora vulgata (Naum.) Arch.
Geminospora violabilis (Tschibr.) Owens
Geminospora. extensa (Naum.) Gao.
Dictyotriletes (Naum.) Pot. et Кr.
Acanthotriletes (Naum.) Pot. et Кr.
Hymenozonotriletes (Naum.) Pot.
Lophozonotriletes Naum.
Verrucosisporites (Ibr.) Sm. et Butt.
Calamospora minutissima (Naum.) Lub.
Calamospora microrugosa (Ibr.) S., W. et В.
Leiotriletes laevis Naum.
L. laevis Naum. var. sinuosus V.Umn.
L. simplex Naum.
Punctatisporites rotundus (Naum.) Pashk.
Trachytriletes solidus Naum.
Acanthotriletes tenuispinosus Naum.
Geminospora rugosa (Naum.) Obukh.
Geminospora compta (Naum.) Arch. var. expletivus Tschibr.
Gravisporiles basilaris (Naum.) Pashk.
Perotriletes meonacanthus (Naum.) Arch.
Camarozonotriletes obtusus Naum.
Diatomozonotriletes devonicus Naum.
Stenozonotriletes sp.
Stenozonotriletes conformis Naum.
общая шкала
чиндантская свита
S D1 D2 D3 C1 C2 C3 P1 P2 P3 T1 T2 T3 J K 2436Б 1001В 2441 2442 2443 2444А 2445
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
v
f
f
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
ef
zv
zv
zv
zv
zv
zv
zv
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
Таким образом, согласно новым определениям палеонтологических остатков,
выяснено, что чиндантская и устьборзинская свиты формировались единовременно, а
их разрезы аналогичны. Палинологические остатки, одновозрастные устьборзинским,
50
выделены в том числе и из старатотипа чиндантской свиты, в связи с чем она должна
быть упразднена. Кроме того, проведенные исследования показывают, что к чиндант­
ской свите относились разновозрастные блоки, т.к получены новые данные о содержа­
нии каменноугольных миоспор в спектрах, выделенных из отложений чиндантской
свиты на левобережье р.Онон напротив устья р.Борзя, поэтому отнесение конкретных
разрезов чиндантской свиты к стратонам должно носить дифференцированный харак­
тер.
Список литературы
1. Аристов В.А., Голионко Б.Г., Лыхин Д.А., Некрасов Г.Е., Руженцев С.В. Конодонтовая стратиграфия
чиндантской, устьборзинской и уртуйской свит Агинской зоны Монголо-Охотского пояса (Забайкалье) //
Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к конти­
ненту). Иркутск: ИЗК СО РАН, 2007. Вып. 5. Т. 2. - С. 46–48.
2. Геологическая карта СССР. Масштаба 1: 200 000. Серия Восточно-Забайкальская. Лист M-50-XV, XXI.
Объяснительная записка / Н.АТрущова., К.К.Анашкина - М.: Недра, 1979. - 65 с
3 .Лучицкий И.В. Геологическое строение низовий и среднего течения р. Онон // Очерки по геологии Си­
бири. - М.: Изд-во АН СССР, 1954. Вып. 17. - С. 3 - 31.
К ВОПРОСУ СОВЕРШЕНСТВОВАНИЯ ЛЕГЕНДЫ ГГК-200/2
БАРГУЗИНО-ВИТИМСКОЙ СЕРИИ ЛИСТОВ
О.Р. Минина, Ю.П. Гусев, Ю.П. Катюха, К.М. Шелгачев
ГФУП «Бурятгеоцентр», Улан-Удэ, yaksha@rambler.ru
В статье изложены результаты работ по совершенствованию схем стратиграфии Западного За­
байкалья. Внесены предложения и изменения к легенде ГГК-200 Баргузино-Витимской серии листов.
Геологическая карта масштаба 1:200000 является основным источником новой
геологической информации. Основой этих карт служат серийные легенды (СЛ), в кото­
рых стратиграфические подразделения должны рассматриваться как геологические
тела, возраст которых мы определяем. В процессе работы над картой легенда должна
постоянно уточняться, что помогает полнее раскрыть их содержание, принципы выде­
ления и классификацию геологических объектов, связи между ними [13]. Существую­
щая в настоящее время легенда к ГГК-200/3 Баргузино-Витимской серии листов нужда­
ется в существенной доработке. В последние годы получены новые структурно-геоло­
гические, петролого-геохимические, геохронологические, палеонтологические, и па­
леомагнитные данные, указывающие на необходимость внесения изменений в серий­
ную легенду. На основе этих данных скорректирована история геодинамического раз­
вития Забайкальской зоны палеозоид в среднем – верхнем палеозое. По современным
палеогеодинамическим реконструкциям в девоне-карбоне Сибирский континент нахо­
дился в северном полушарии и нынешняя южная окраина его располагалась на широте
50-600 [2]. В пределах Витимкан-Ципинской (Багдаринский, Уакитский районы), Уди­
но-Витимской (Курбинский, Еравнинский районы), Бирамьино-Янгудской (БирамьиноБамбуйская подзона) структурно-формационных зон (СФЗ) Западного Забайкалья сре­
ди геологических комплексов, традиционно считавшихся рифей-венд-кембрийскими,
выделены отложения среднего палеозоя, охарактеризованные комплексами органиче­
ских остатков (высшие растения, брахиоподы, водоросли, кораллы, мшанки, кринои­
деи, строматопороидеи, тентакулиты, конодонты и миоспоры). Установлено, что в
среднем палеозое в Западном Забайкалье, после длительного перерыва (верхний кем­
брий-ордовик-силур), заполненного аккреционно-коллизионными событиями начали
формироваться осадочные палеобассейны [1, 7, 8, 9, 11, 12, 13, 16, 17]. Новые материа­
лы позволили выделить контуры наложенных герцинских прогибов – Багдаринского,
Уакитского, Бамбуйско-Олингдинского, Ульдзутуйско-Химгильдинского и других, ко­
51
торые в целом, возможно, представляли крупный форландовый палеобассейн девонасреднего карбона [2, 9, 16, 17]. Источником сноса осадочного материала служили поро­
ды добайкальского фундамента, верхнерифейских и венд-раннекембрийских островных
дуг. Следует отметить, что Багдаринский, Уакитский, Бамбуйско-Олингдинский палео­
бассейны сходны по условиям формирования. Определения органических остатков
проводились ведущими российскими палеонтологами: растительные остатки А.Л.
Юриной (МГУ, Москва), В.А. Красиловым (ПИН РАН, Москва), С.В. Наугольных
(ГИН РАН, Москва), А.А. Броушкиным (ВСЕГЕИ, С-Петербург), В.А. Ананьевым
(ТГУ, г. Томск); строматопораты В.Г. Хромых (ИГНИГ, г. Новосибирск), мшанки Р.В.
Горюновой и кораллы Л. М. Улитиной и Т.В Шарковой, (ПИН РАН, Москва), коно­
донты В.А. Аристовым и брахиоподы В.Г. Ганелиным (ГИН, Москва), тентакулиты
Т.Н. Корень и А.Я. Бергер (ВСЕГЕИ, г. С-Петербург), водоросли К.Б. Кордэ (ПИН
РАН, Москва) и В.А. Лучининой (ИГНиГ РАН, Новосибирск); микрофауна Ю.П. Катю­
ха (ГФУП «Бурятгеоцентр», Улан-Удэ) и О.Т. Обут (ИГНиГ, г. Новосибирск), кринои­
деи А.В. Куриленко, (ФГУП «Читагеолосъемка, Чита), миоспоры Л.Н. Неберикутиной
(ВГУ, Воронеж), Е.Г. Раевской и О.В. Шурековой (ВНИГРИ, С-Петербург).
На основе имеющихся данных, мы предлагаем, во-первых, изменить райониро­
вание СЛ по основным геотектоническим этапам (временным срезам) - разделить ри­
фей-венд-среднепалеозойский этап и выделить рифейский, венд- нижнепалеозойский
(кембрий – ордовик – силур) и девон - каменноугольный геотектонические этапы (сре­
зы). Во-вторых, внести изменения в описание ряда стратонов, касающиеся их объема и
возраста. Ниже изложены наши предложения по девон-каменноугольному срезу СЛ для
Витимкан-Ципинской и Удино-Витимской структурно-формационных зон (СФЗ).
Витимкан-Ципиканская структурно-формационная зона
Багдаринская подзона расположена на Витимском плоскогорье. В Легенде Бар­
гузино-Витимской серии ГГК-200 листов N-49-XII и N-49-XVIII багдаринская свита да­
тирована венд-нижним кембрием, ороченская – нижним кембрием, якшинская – ниж­
ним-средним кембрием, точерская – верхним кембрием – ордовиком. В СЛ Алдано-За­
байкальской серии листов к ГГК-1000/3 багдаринская свита, отнесена к рифею, орочен­
ская - к венду, якшинская - к нижнему – среднему кембрию, точерская - к девону. Воз­
раст и объем стратонов в Багдаринском районе неоднократно пересматривались. Па­
леонтологическая информация была часто противоречивой. Например, Г.А. Воронцо­
вой (1996) в якшинской и ороченской свитах были выявлены фрагменты скелетной фа­
уны (лепидотрихии, чешуйки рыб), интервал распространения которой определен мезо­
зоем (триас-юра) или как не древнее девона. Только в последние годы получены новые
палеонтологические, литолого-фациальные и палеомагнитные данные, позволяющие
создать достаточно надежную основу схемы стратиграфии района. Ороченская, як­
шинская, точерская и багдаринская свиты отнесены к среднему палеозою [8, 10, 12].
Объем стратонов скорректирован только для ороченской и точерской свит. Из состава
ороченской свиты выделены отложения нижнекембрийской безымянной толщи СивоСивоконского междуречья (выделена впервые Н.П. Андреевым, 1991). Объем точер­
ской свиты расширен за счет включения в нее слабометаморфизованных образований
Талой-Усойского междуречья, по составу аналогичных нижней и верхней частям то­
черской свиты р. Ауник. В о р о ч е н с к о й с в и т е установлены девонские строма­
топориды Amphipora sp., Stromatoporata sp., криноидеи, мшанки среднего палеозоя,
комплекс синезеленых, зеленых Rothpletzella sp., Ortonella sp., Lancicula sp., Rohtplet­
zella devonica Masl. и харовых водорослей, наиболее распространенных в девоне. В ре­
зультате полевых работ 2009 года на водоразделе р. Инок-кл.Березовый (правый приток
р. Точер), в отложениях ороченской свиты обнаружен типичный рифовый массив, име­
ющий все признаки, характерные для рифовых комплексов. Каркас рифа сложен корал­
52
лами, мшанками, строматопороидеями, водорослями. Возраст свиты определяется де­
воном, по мнению В.А. Лучининой и В.Г. Хромых, проводивших определение органи­
ческих остатков, это нижний – средний девон. В я к ш и н с к о й с в и т е , в карбо­
натной нижней подсвите, обнаружены: табулята Graciolopora sp., тамнопоридные ко­
раллы Pachypora, распространенные в среднем и верхнем (фран) девоне; колониальные
ругозы и хететиды рода Chaetetes, распространенные в девоне-перми; конодонты верхнедевонские (нижний фран) Palmatolepis cf. transitans Mull. и верхнедевонско-ниж­
некаменноугольные Spathognathodus sp.; мшанки Geramopora sp. ордовика – девона;
водоросли Rothpletzella sp. силура-девона. В комплексе миоспор преобладают виды, ха­
рактерные для франского яруса верхнего девона. В терригенной подсвите установлены
остатки сифоновых водорослей силура-девона и строматопороидей Actinostroma cf.
guasifenestratum Khromych, распространенных в фаменском ярусе верхнего девона.
Следует отметить, что в некоторых палеонтологических шлифах, микрофаунистиче­
ских и палинологических пробах из разных частей разреза якшинской свиты выделены
хитинозои Conochitina sp., Rhabdochitina sp., Desmochitina sp. (ордовик-девон), обломки
граптолитов и мелкораковинной фауны (силур?), спикулы губок, фораминиферы, ра­
диолярии, обломки археоциат и трилобитов; акритархи (докембрий-ордовик), пробле­
матики рода Siphogonuchites cf. triangularis (венд-кембрий). Наличие фрагментов до­
кембрийско – нижнепалеозойской органики мы объясняем седиментационным переот­
ложением, связанным с размывом додевонских пород. Таким образом, возрастной ин­
тервал якшинской свиты определяется как верхнедевонский (фран-фамен). Т о ч е р ­
с к а я с в и т а датирована фаменским ярусом верхнего девона - турнейским ярусом
нижнего карбона. В н и ж н е й п о д с в и т е выделены конодонты Palmatolepis cf. trian­
gularis Sann., Polygnathus sp., “Ozarkodina” sp. «Ligonodina» sp., распространенные в
фаменском, а Palmatolepis perlobata schindewolfi Mull., P. cf. marginifera Helms., Polyg­
nathus glaber (Ulr. et Bass.) – в нижне–среднефаменском подъярусе верхнего девона.
Встречены стеблевые фрагменты криноидей, тентакулит Nowakiida (характерны для де­
вона). В с р е д н е й п о д с в и т е предшественниками найдены фрагменты коры плау­
новидных с листовыми подушечками, распространенными в верхнем девоне-нижнем
карбоне [15], комплекс миоспор имеет тот же интервал распространения. В в е р х н е й
п о д с в и т е установлены конодонты Pseudopolygnathus triangulus Voges и комплекс
миоспор, характерные для отложений турнейского яруса нижнего карбона. К точерской
свите отнесена ритмичнослоистая пачка флишоидного типа («черносланцевая»), в
углисто-глинистых известняках которой (р. Ауник) обнаружены конодонты Neopolyg­
nathus communis Brans. et Mehl. и комплекс миоспор среднефаменского подъяруса верх­
него девона – нижнего (турне) карбона, строматопороидеи Kyklopora sp. (р.Усой) фа­
менского яруса верхнего девона. Б а г д а р и н с к а я с в и т а имеет широкий возраст­
ной диапазон и большую мощность. В н и ж н е й п о д с в и т е найдены высшие расте­
ния - проптеридофиты, известные из верхнесилурийских и девонских отложений, сифо­
новые водоросли Bijagodella sp. и Konikopora sp. среднего-верхнего девона, и синезеле­
ные Ortonella sp. и Rothplezella sp., характерные для девона, строматопороидеи Amphi­
pora cf. angusta Lec. среднего-верхнего девона. В с р е д н е й п о д с в и т е обнаружены
остатки табулятоморфных кораллов, гелиолитид, мелкие фрагменты мшанок и водо­
рослей Renalcis devonicus Antropov, распространенных в девоне. В комплексе миоспор
из нижней и средней подсвит преобладают виды, типичные для отложений франского
яруса верхнего девона. В в е р х н е й п о д с в и т е собраны обильные остатки мшанок
Rhombotrypella (появляются в среднем карбоне), Rhabdomeson, Primorella, Fistulipora и
Ascopora (известны с нижнего карбона), дазикладациевые водоросли Antracoporella sp.,
характерных для каменноугольных отложений. Возраст нижней и средней частей раз­
реза багдаринской свиты определяется как верхнедевонский, возраст верхней - в интер­
53
вале нижнего-среднего карбона. А у г л е й с к а я с в и т а была впервые выделена
П.В. Осокиным (1960) году в междуречье Ауглея и Иннокана. Эти отложения Н.А. Фи­
шевым (1963) были отнесены к бурундинской свите, возраст которой в настоящее вре­
мя, определен на смежной площади как девонский [6]. Мы вновь выделяем ауглейскую
свиту, перекрывающую багдаринскую свиту (водораздел Инок–Иннокан). В состав сви­
ты включены только пачки конгломератов (три) с прослоями песчаников, алевролитов,
глинистых сланцев. Во второй пачке конгломератов в обломках сиреневых алевролитов
обнаружены остатки колоний мшанок – сетчатых фенестелид, однотипных, установ­
ленным в багдаринской свите. Следовательно, возраст ауглейской свиты должен быть
не моложе среднего карбона (верхний возрастной предел багдаринской свиты).
По обстановкам седиментации ороченская свита и нижняя часть якшинской сви­
ты накапливались в обстановках карбонатного линейного побережья и прилегающего
карбонатного шельфа. Точерская свита отвечает обстановкам серии озер, периодиче­
ски, имевших сообщение с морем. Пестроцветная терригенная ассоциация багда­
ринской свиты и верхняя терригенная часть якшинской свиты представлены сложным
фациальным комплексом отложений морских дельт, линейных побережий и фрагмента­
ми терригенных шельфов [17]. В структурном отношении район представляет собой
грабен-синклиналь (Багдаринскую синформу), протягивающуюся в северо-восточном
направлении, где тектонически совмещены различные в формационном отношении
комплексы [9, 12, 13]. Отложения Багдаринского прогиба слабо метаморфизованы, смя­
ты в пологие складки, разбиты многочисленными разломами и прорваны «сшивающи­
ми» их гранитоидами с возрастом 288±2 млн лет [13].
Уакитская подзона (район) расположена в восточной части Баргузино-Ципи­
канской СФЗ. Традиционно стратиграфическая схема листа N-49-VI выглядит следую­
щим образом: к среднему рифею отнесена олнинская толща, к верхнему рифею - мух­
тунная, нерундинская и сырыхская свиты, покровные фации жанокского вулканическо­
го комплекса, к венду - гольцовая свита, к венду-нижнему кембрию - юктоконская се­
рия в составе гагарской, перевальной, левоуакитской и белогорской свит, к нижнему –
среднему кембрию - санская, к ордовику – суховская свиты. В результате геологическо­
го доизучения ГДП-200/2 в пределах подзоны выделено два структурно-вещественных
комплекса, различающихся составом, возрастом, геодинамической природой, структур­
ной и метаморфической эволюцией пород. Нижний, рифейский комплекс слагают сред­
нерифейские метавулканиты олнинской толщи и позднерифейские субвулканические
тела трахириолит-порфиров жанокского комплекса с вулканитами и терригенно-карбо­
натными породами жанокской свиты. К верхнему, среднепалеозойскому комплексу от­
несены фациально замещающие друг друга по латерали (с востока на запад) верхнеде­
вонские санская свита, юктоконская серия, уакитская толща, мухтунная и сырыхская
свиты верхнего девона-среднего карбона и средне-верхнекаменноугольная вулканоген­
ная суховская свита. Верхнедевонская, верхнефранская у а к и т с к а я т о л щ а вы­
деляется в объеме части мухтунной и нерундинской свит, девонская ю к т о ­
к о н с к а я с е р и я , в составе гагарской, перевальной, левоуакитской, белогорской
свит, верхнефранско - среднефаменская с а н с к а я с в и т а в объеме санской свиты
СЛ и верхнедулешминской свиты Д. Жалсобона (1956). Верхнедевонско – нижнекамен­
ноугольная м у х т у н н а я с в и т а выделена в объеме мухтунной свиты стратотипи­
ческой местности, в ее состав также включены карбонатно-петрокластические образо­
вания р. Тале. Нижне-среднекаменноугольная с ы р ы х с к а я с в и т а нами прини­
мается в объеме сырыхской свиты по М.М. Язмиру (1963) с включением в ее состав от­
ложений гольцовой свиты г. Юктокон и полимиктовых фангломератов верховьев р.
Срих. Как верхняя часть разреза, в состав сырыхской свиты введена терригенно-вулка­
ногенная часть разреза суховской свиты. К с у х о в с к о й с в и т е среднекаменно­
54
угольного возраста нами отнесены андезибазальты, базальты с подушечной отдельно­
стью. Гольцовая свита серийной легенды признана инвалидной, так как, представляет
собой гетерогенный комплекс, состоящий из фрагментов разрезов сырыхской, санской
и жанокской свит. В составе левоуакитской свиты описаны олистостромы гравитаци­
онного и тектоно-гравитационного генезиса. Олистоплаки и олистолиты содержат кем­
брийскую фауну археоциат, брахиопод и водорослей и представляют собой фрагменты
основания позднедевонского палеобассейна. Матриксом олистостром являются слои­
стые карбонатные отложения девонского возраста [4; 5]. Среднепалеозойский возраст
стратонов определен по комплексам органических остатков. Остатки высших растений
Orestovia, Flabellofolium williamsonii (Nath) Iur. et Put. и Flabellofolium sp., спорангии
растений Pectinophyton sp., побеги риниофитов, распространенных в девоне-нижнем
карбоне, найдены в уакитской толще, санской и мухтунной свитах. В мухтунной свите,
юктоконской серии и уакитской толще установлены комплексы ископаемых водорос­
лей: цианей Ikella sp., Izhella, Rotpletzella sp., Renalcis sp. и Girvanella sp., зеленых
Zidella sp., Tharama sp., Lancicula sp., Litanaia sp., Hedstroemia sp., Garwoodia sp. и харо­
вых Umbella, широко распространенных в девоне. В перевальной свите юктоконской
серии также найдены остатки раковин тентакулит Tentaculitida силура-девона. В сы­
рыхской свите установлен комплекс миоспор средней части нижнего – нижней части
среднего карбона. Миоспоры выделены во всех стратонах и позволяют установить их
вертикальную возрастную последовательность.
Терригенно–карбонатный комплекс Уакитского палеобассейна накапливался в
течение единого позднедевонско-среднекаменноугольного временного интервала и вы­
полняет осадочный прогиб. Палеобассейн на начальных этапах эволюции являлся обла­
стью морского карбонатонакопления в сочетании с терригенным. Уакитская толща на­
капливалась в обстановках крупной морской палеодельты. Юктоконская серия фор­
мировалась в обстановках передового склона карбонатной платформы, основанием ко­
торой являлись кембрийские карбонатные отложения фундамента палеобассейна.
Санская свита рассматривается как аллювиальная. Мухтунная и сырыхская свиты отла­
гались в озерных и аллювиальных обстановках палеобассейнов типа межгорных впадин
[16]. Отложения прогиба практически неметаморфизованы, сложно дислоцированы в
конце герцинского тектонического цикла, и в современной структуре представляют со­
бой ряд тектонических линз и пластин, разделенных сдвигами, взбросами и надвигами.
Удино-Витимская структурно-формационная зона
Еравнинская подзона (район) по традиционным представлениям сложена ранне­
палеозойским вулканитами олдындинской свиты нижнего кембрия, выше которых сле­
дует химгильдинская свита нижнего-среднего кембрия и исташинская свита верхнего
кембрия–ордовика. В результате наших исследований из состава олдындинской свиты,
возраст которой определен в настоящее время как кембрий–ордовик (данные С.В. Ру­
женцева), выделена девонская у л ь з у т у й с к а я т о л щ а , к которой отнесены кар­
бонатно-терригенно-туфогенные породы пестрого состава. Ульзутуйская толща с чет­
ким трансгрессивным контактом перекрывает дациты и андезитовые порфириты ол­
дындинской свиты. Стратотипический разрез ее находится на водоразделе рр. Ульзу­
туй–Известковый и представлен: первая пачка - слоистые существенно кварцевые пес­
чаники, плитчатые известняки, туффиты; вторая пачка - вулканомиктовые пестроцвет­
ные песчаники, гравелиты, алевролиты с прослоями алевропелитов и органогенных из­
вестняков, туфов, средних и кислых эффузивов; третья пачка - пестроцветные тефро­
турбидиты, содержащие блоки, валуны, гальку разнообразных вулканитов и водоросле­
во-археоциатовых известняков, горизонты пестроцветных крупноглыбовых кон­
глобрекчий (микститовый комплекс). Толща распространена в верховьях р. Левая Ол­
дында и в среднем течении р. Кыджимит. В бассейне р. Кыджимит ульзутуйская толща
55
- известняково-терригенно-туфовая. В ее составе выделяются пачки (снизу вверх): тон­
кослоистых известковистых кварцевых песчаников, песчанистых известняков; тефро­
турбидитов среднего и кислого состава, туфов, полимиктовых туфогравелитов и кон­
гломератов; вулканомиктовых песчаников и гравелитов, туфов, реже фельзитов и пор­
фиритов. Общая мощность ульзутуйской толщи 750-1500м.
В нижней части разреза в стратотипе определены конодонты Pandorinellina cf.
postexcelsa Wang et Ziegler, P. cf. exiqua philipi Klapper, P. steinhornensis (Ziegler), Pan­
derodus sp., Polygnathus sp., характерные для эйфельского яруса нижнего девона и Pan­
derodus cf. unicostatus (Br. tt Mehl), распространенные в силуре-среднем девоне, тента­
кулиты, сифоновые и харовые водоросли силура-девона; в средней выделены обильные
остатки криноидей, мшанок и кораллов, распространенных в среднем палеозое, остатки
брахиопод рода Cyrtospiriferidae gen.indet.vel Syringothyridae gen. indet., встречающего­
ся в девоне-нижнем карбоне, многочисленные трубчатые сифоновые водоросли, харак­
терные для нижнего карбона,. строматопороидеи Kyklopora, распространенные в фа­
менском ярусе верхнего девона, и комплекс миоспор, в составе которого преобладают
верхнедевонско-нижнекаменноугольные (турне) формы. В прослоях органогенно-обло­
мочных известняков Левой Олдынды обнаружены: амфипориды силура – девона, водо­
росли Rothpletzella sp., Ikella sp., Nuia devonica Sh., типичные для девонских отложений
(нижняя часть разреза), трубчатые сифонеи Berezella, Drinella, характерные для нижне­
го карбона, мшанки Fistulipora sp., распространенные от верхнего ордовика до конца
перми, и выделены миоспоры верхнего девона – нижнего карбона (верхняя часть раз­
реза). В бассейне р. Кыджимит еще предшественниками были найдены мшанки
Ceramopora sp., Orbipora sp., цефалоподы Discosorida sp., распространенные в ордови­
ке (среднем ордовике) – девоне, и фрагменты археоциат нижнего кембрия [6]. Нами об­
наружены: в нижней части разреза - кораллы рода Sociophylum нижнего-среднего дево­
на; конодонты Palmatolepis sp., Polygnatus sp., распространенные в среднем (?живет­
ский ярус) – верхнем (?франский ярус) девоне; водоросли Rothpletzella sp. силура-дево­
на, харовые Sicidium sp. и миоспоры среднего-верхнего девона. В верхней части разреза
определены миоспоры, распространенные в верхнем девоне – турнейском ярусе нижне­
го карбона. Таким образом, возрастной интервал ульзутуйской толщи по комплексам
органических остатков определяется девоном. Возможно, верхний предел толщи (водо­
росли, миоспоры, строматопороидеи) – нижнекаменноугольный (до турнейского
яруса).
И с т а ш и н с к а я и х и м г и л ь д и н с к а я с в и т ы Еравнинской зоны
тесно связаны с осадконакоплением ульзутуйской толщи. В исташинской свите обнару­
жены губки и строматопораты, встречающиеся в позднем девоне, и выделен богатый
комплекс миоспор, сопоставимый с палинокомплексом нижнефранского подяруса
верхнего девона. Возраст свиты определен как верхнедевонский, нижнефранский [2; 3;
7]. В химгильдинской свите по р. Хулудый обнаружены церамопороидные мшанки,
распространенные с ордовика до перми, и выделен комплекс миоспор фаменского яру­
са верхнего девона, а в стратотипе по р. Химгильда - нижнего-среднего карбона.
Таким образом, в среднем – верхнем палеозое на территории Западного Забайка­
лья происходили процессы (начались в девоне), завершающие образование аккрецион­
но-коллизионного орогена, его денудация, и формирование наложенных герцинских
прогибов (Багдаринского, Уакитского, Бамбуйско-Олингдинского, Ульдзутуйско-Хим­
гильдинского и др.). Предполагается связь этих бассейнов с Хангай-Хэнтэй-Даурской системой окраинных морей Монголо-Охотского океана [2].
Список литературы
56
1. Аристов В.А., Катюха Ю.П., Минина О.Р., Руженцев С.В. Новые данные по стратиграфии палеозоя
Витимского плоскогорья (Западное Забайкалья) // Вест. ВГУ, Сер. Геология №2, Воронеж, 2005, - С. 1924.
2. Гордиенко И.В., Булгатов А.Н., Руженцев С.В., Минина О.Р., Климук В.С., Ветлужских Л.И., Некрасов
Г.Е., Ласточкин Н.И, Ситникова В.С., Метелкин Д.В., Гонегер Т.А., Лепехина Е.Н. История развития
Удино-Витимской островодужной системы Забайкальского сектора палеоазиатского океана в позднем
рифее –палеозое // Геология и геофизика.(в печати).
3. Гордиенко И.В., Минина О.Р., Хегнер Э., Ситникова В.С. Новые данные по составу и возрасту палео­
зойских осадочно-вулканогенных толщ и интрузивов Еравнинского островодужного террейна (Забайка­
лье). Вулканизм и геодинамика: матер. III Всероссийского симпоз. по вулканологии и палеовулканоло­
гии. Т.1. Улан-Удэ: БНЦ СО РАН. 2006, - С. 154-158.
4. Кирмасов А.Б., Минина О.Р. Механизмы формирования меланжа в карбонатных породах юктаконской
свиты (Уакитская зона, Северное Прибайкалье). Сб. науч. тр. Современные вопросы геологии. М.: Науч­
ный мир, 2002. - С. 195-199.
5. Клочко А.А., Кирмасов А.Б., Минина О.Р. Элементы покровной структуры и олистостромы Уакитской
зоны Прибайкалья // Сб. науч. тр. конф. Совр. вопросы геотектоники. М.: Научный мир, 2001. - С. 113116.
6. Кременецкий И.Г., Далматов Б.А. Новые данные по стратиграфии Восточного Прибайкалья. Кембрий,
подстилающие и перекрывающие его отложения // Кембрий Сибири и Ср. Азии. М. Наука, 1988. - С. 8397.
7. Минина О.Р. Стратиграфия и комплексы миоспор отложений верхнего девона Саяно-Байкальской гор­
ной области. Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2003. - 17 с.
8. Минина О.Р., Неберикутина Л.Н. Региональные биостратиграфические подразделения верхнего девона
Западного Забайкалья по миоспорам. Девонские наземные и морские обстановки: от континента к
шельфу (Проект 499 МПГК/Международная комиссия по стратиграфии девона): Материалы Междунар.
конф., Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2005. - С. 112-113.
9. Минина О.Р. ,Филимонов А..В., Савченко А..А., Катюха Ю.П. Средний – верхний палеозой Западного
Забайкалья: проблемы выделения и биостратиграфии // Проблемы геологической и минерагенической
корреляции в сопредельных районах России, Китая и Монголии: Труды VII междунар. Симпоз., Чита:
Изд-во ЗабГГПУ, 2007. - С. 45-48.
10. Метелкин Д.В., Минина О.Р., Юлдашев А.А., Михальцов Н.Э. К вопросу о возрасте и условиях фор­
мирования багдаринской толщи (Западное Забайкалье): предворительные результаты палеонтологиче­
ских и палеомагнитных исследований // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского
подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы научного совещания. Иркутск: Институт земной
коры СО РАН, Вып. 4. Т. 2., 2006. - С. 20-23.
11. Ненахов В.М., Никитин А.В. Структура, магматизм и тектоническая эволюция Уакитской зоны в па­
леозое: К проблеме формирования Ангаро-Витимского батолита // Геотектоника, №2, 2007. С - 34-52.
12. Руженцев С.В., Аристов В.А., Минина О.Р., Голионко Б.Г., Некрасов Г.Е. Герциниды Икат-Багда­
ринской зоны Забайкалья Доклады Академии наук, т. 417, № 2, 2007. - С. 225-228
13. Руженцев С.В., Минина О.Р., Некрасов Г.Е. Новые данные по геологии Еравнинской зоны (УдиноВитимская складчатая система, Забайкалье) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиат­
ского складчатого пояса: от океана к континенту. Материалы науч. Совещ. по Программе фундам. ис­
след. Т. 2. Иркутск: Ин-т геогр. СО РАН, 2009. - С. 54-56.
14. Тихомиров И.Н. Легенды карт геологического содержания. // В сб. «Региональная геология и геологи­
ческая картография СПб: 1992. - С. 61-70.
15. Федоров М.В., Григорьев С.И., Тихомиров И.Н. и др. Новые данные о точерской свите (Витимское
плоскогорье). Биостратиграфия – геолкарте-50. Тез. докл. II сессии Вост-Сиб. Отд. Всесоюз. Палеонт. обва. Иркутск: ВостСибНИИГГиМС, 1986. - С. 49-50.
16. Филимонов А.В. Фации и эволюция обстановок седиментации в позднем девоне Уакитского форлан­
дового палеобассейна Западного Забайкалья. // Девонские наземные и морские обстановки: от континен­
та к шельфу (Проект 499 МПГК/Международная комиссия по стратиграфии девона): Материалы Между­
нар. конф., Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2005. - С. 56-59.
17. Филимонов А.В., Минина О.Р. Витимский бассейн форланда девона-карбона (Западное Забайкалье) //
Геодинамическая эволюция литосферы ЦАСП: от океана к континенту. Материалы науч. Совещ. по Про­
грамме фундам. исслед. Т. 2. Иркутск: Ин-т геогр. СО РАН, 2007. - С 147-149.
57
К ПРОБЛЕМЕ ПЕРЕОТЛОЖЕНИЯ ОРГАНИЧЕСКИХ ОСТАТКОВ
И ДАТИРОВАНИЯ СТРАТИГРАФИЧЕСКИХ ПОДРАЗДЕЛЕНИЙ
ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ
О.Р. Минина1, Ю.П. Катюха2, Л.И. Ветлужских1
1
ГИН СО РАН, Улан-Удэ, yaksha@rambler.ru; 2ГФУП «Бурятгеоцентр», Улан-Удэ
В статье рассмотрены проблемы, связанные с переотложением органических остатков и датиро­
ванием стратиграфических подразделений. Показано, что в Западном Забайкалье широко распростране­
ны микститовые комплексы и часто связанное с ними седиментационное переотложение как макро-, так
и микрофоссилий. Приведены случаи седиментационного и миграционного переотложения органических
остатков. Рассмотрены критерии переотложения и методика выявления и интерпретации гетерохронных
комплексов органических остатков.
В настоящее время Западное Забайкалье рассматривается как комбинация до­
кембрийских микроконтинентов и разновозрастных структурно-формационных зон, ко­
торая сформировалась в палеозое на месте Палеоазиатского океана [1]. В последние
годы в регионе наметилась общая тенденция омоложения возраста немых толщ. Орга­
нические остатки девона-карбона, включающие высшие растения, брахиоподы, водо­
росли, кораллы, мшанки, криноидеи, строматопороидеи, тентакулиты, конодонты и
миоспоры были установлены в отложениях, ранее считавшихся докембрийскими или
раннепалеозойскими. Возраст стратонов противоречит принятым ныне схемам страти­
графии и предполагает широкое развитие среднепалеозойского комплекса отложений
во внутренних районах байкалид [10, 13, 15, 16, 19]. В связи с этим остро стоит пробле­
ма инситности встреченных органических остатков и возможности переотложения
среднепалеозойских как микро- так и макрофоссилий. Зачастую ссылки на переотложе­
ние органических остатков, особенно микрофоссилий, возникают, если представления
о возрасте не укладываются в существующие стратиграфические схемы. Огромный
опыт биостратиграфических исследований, в частности палинологического направле­
ния, выработанные специальные методические приемы позволяют четко диагносциро­
вать переотложенные и инситные элементы комплексов органических остатков [2, 3, 4,
5, 8, 9, 10, 11, 12, 14, 17]. В последние годы были проведены специализированные рабо­
ты, включающие, кроме анализа и ревизии палеонтологических материалов, решение
вопросов, связанных с геологическими, палеогеографическими и структурно-тектони­
ческими условиями образования отложений. В результате было установлено авто­
хтонное нахождение среднепалеозойских макро- и микрофоссилий в большей части
стратиграфических подразделений, ряд стратонов переведен в категорию микститов [3,
4, 8].
Мы остановимся детально на переотложении органических остатков и связан­
ных с ним проблемах датирования стратонов. Любые стратиграфические построения
должны опираться на автохтонные компоненты комплексов органических остатков, ко­
торые реально существовали во время накопления осадков. Поэтому решение вопроса о
возможности переотложения фоссилий и установлении переотложенных компонентов в
составе изучаемого комплекса имеет первостепенное значение при определении возрас­
та отложений [17, 14]. Основным критерием любого типа переотложения является гете­
рохронный состав комплекса органических остатков (резкое возрастное несоответствие
автохтонных и аллохтонных элементов). Используется и ряд второстепенных критери­
ев, включающих палеогеографические условия накопления осадков, степень сохранно­
сти объектов (цвет, вторичные изменения), палеоэкологические (совместное присут­
ствие в комплексе остатков организмов, занимающих в древнем бассейне различные
экологические ниши, фитоценогенетическая несовместимость палиноспектров) и тафо­
номические (сортировка по размерам и форме, закономерная ориентировка и т. п.) при­
знаки [12, 14, 17]. Одним из критериев вмыва микрофоссилий (миграционное переотло­
58
жение) является ураганное содержание более молодых форм в одной или нескольких
пробах на разных уровнях разреза более древних отложений.
Переотложение органических остатков происходит двумя путями седиментаци­
онным и миграционным. Седиментационное переотложение фоссилий идет в процессе
всех циклов осадконакопления, из более древних, размывающихся толщ, в более моло­
дые. К седиментационному переотложению (в основном для макрофоссилий) относится
также переотложение отдельных обломков и глыб (олистолиты), чужеродных вмещаю­
щим (матрикс) осадкам [2]. Второй тип переотложения - миграционное. В этом случае,
молодые остатки обнаруживаются в породах более древнего возраста. Этот тип называ­
ют «стратиграфической протечкой» для микрофоссилий, а для макрофоссилий – это, в
основном, тектонические меланжи. Стратиграфическая протечка подразумевает пере­
нос микрофоссилий в зонах гипергенеза, поглощение и вмыв по трещинам, диагенез в
субаэральных условиях. Этот тип переотложения в регионе встречается довольно ред­
ко. С процессом стратиграфической протечки, обусловленным, на наш взгляд, вмывом
по трещинам в зоне гипергенеза, мы столкнулись при анализе комплекса микрофосси­
лий из отложений санской и сагансайрской свит. В нижней части разреза верхней под­
свиты с а н с к о й с в и т ы были найдены остатки девонских растений и выделен
комплекс миоспор среднего фамена. В верхней части разреза этой подсвиты, в совер­
шенно аналогичных по составу, но дезинтегрированных породах, встречен гетерохрон­
ный комплекс миоспор. В составе комплекса установлены споры типичные для фамен­
ского яруса верхнего девона (75%) и споры и пыльца, распространенные в отложения
нижнего мела (5%). В терригенной с а г а н с а й р с к о й с в и т е Восточного Саяна,
возраст которой определен по остаткам чешуи рыб в интервале среднего-позднего кар­
бона, установлен палинокомплекс гетерохронного состава. Нижне-среднекаменноугольные формы, синхронные времени накопления отложений, составляют 34%
комплекса, седиментационно переотложенные, среди которых преобладают формы ха­
рактерные для разных уровней девона - 25%. В двух пробах выделены единичные зерна
пыльцы, пермского облика, миграционно переотложенные из более молодых отложе­
ний.
В Западном Забайкалье мы наиболее часто встречаемся со случаями седимента­
ционного переотложения, для макрофауны - это олистостромовые (микститовые)
комплексы гравитационного и тектоно-гравитационного генезиса. Олистостромы пред­
ставляют собой геологические тела, в которых чужеродные глыбы погружены в мат­
рикс осадочного происхождения. Комплексы органических остатков в олистолитах и
матриксе микститов разновозрастны. В олистолитах содержатся органические остатки,
несингенетичные времени образования отложений, и, следовательно, являющиеся для
последних переотложенными. Микститы в Западном Забайкалье впервые были уста­
новлены в Южно-Муйском хребте, в бассейнах рр. Уакит и Бамбуйки [3, 4, 7, 8, 11, 13].
В Уакитском районе в результате геологического доизучения в рамках ГДП-200 (дан­
ные Мининой и др., 2002) была предложена схема стратиграфии и магматизма, суще­
ственно отличающаяся от схемы предшественников, и основанная на новых данных о
возрасте, составе и структурном положении стратифицированных и магматических об­
разований. В уакитской толще, санской и мухтунной свитах были найдены остатки
высших растений, распространенных в девоне-нижнем карбоне. В гагарской, переваль­
ной, левоуакитской, белогорской, мухтунной свитах и уакитской толще установлены
водоросли – синезеленые и харовые, типичные для девонских рифов [6]. В перевальной
и белогорской свитах найдены тентакулиты, фораминиферы, хитинозои, фрагменты
гидроидов, спикулы губок, распространенные в силуре – девоне. Миоспоры, выделен­
ные во всех стратонах, позволили уточнить их вертикальную возрастную последова­
тельность, и только в сырыхской свите, палинологические данные не подкреплены на­
59
ходками макроостатков. Наиболее неоднозначно было положение в разрезе левоуакит­
ской свиты, содержащей смешанный гетерохронный комплекс органических остатков.
Здесь были описаны олистостромы гравитационного и тектоно-гравитационного гене­
зиса. Установлено, что отдельные блоки пород (фрагменты кембрийского основания
девонского палеобассейна), содержащие кембрийскую фауну археоциат и брахиопод
(олистолиты), погружены в слоистые карбонатные отложения девонского возраста [3,
4]. Второстепенные критерии в выявлении переотложенных и синхронных времени об­
разования осадков объектов при изучении левоуакитской олистостромы не помогают.
Палеоэкологические ниши, занимаемые кембрийскими и девонскими организмами, и
степень их сохранности близки (последняя обусловлена процессами доломитизации и
окремнения пород). А вот тафономические (сортировка по размерам и форме, законо­
мерная ориентировка и т. п.) признаки различны. Для комплекса археоциат они выра­
жены в сгруженности, беспорядочной ориентировке форм и их фрагментов. Девонские
водоросли слагают недеформированные строматолитовые постройки разных типов,
обуславливают водорослевые маты, сфероидно – пятнистые и онколитовые текстуры
доломитов, находящиеся в первичном залегании. Ориентировка остатков тентакулит
также свидетельствует о их первичном залегании на глинистой поверхности напласто­
вания. Все другие стратоны Уакитской зоны не несут признаков микститовых образо­
ваний и представляют собой непрерывную стратиграфическую последовательность.
Первоначальное предположение о выделение тектонических блоков со среднепалеозой­
ской флорой среди древних образований исследованиями не подтвердилось [3, 4, 10].
Таким образом, терригенно–карбонатный комплекс Уакитского палеобассейна накап­
ливался в течение единого позднедевонско-среднекаменноугольного временного интер­
вала [10, 13, 18].
Детальное картирование отложений, относящихся к бамбуйской (золотовской,
аиктинской), огненской и аматканской свитам в среднем течении р. Бамбуйки показало,
что ранее считавшийся непрерывным разрез терригенно-карбонатного комплекса, пред­
ставляет собой пакет сложно построенных тектонических пластин и блоков [10, 13, 15].
Олистостромы установлены в бамбуйской и огненской свитах. По ручьям Огне и Ама­
тканский (притоки р. Бамбуйки) осадочный комплекс, относившийся к огненской сви­
те, представляет собой олистострому тектоно-гравитационного генезиса. Олистолиты и
олистоплаки сложены алевритистыми известняками и известковистыми доломитами с
фауной среднекембрийских трилобитов и акритархами нижнего-среднего кембрия. Од­
нотипные комплексы трилобитов, включающие формы левокооктинского и правоко­
октинского горизонтов амгинского яруса среднего кембрия Бурятии, встречены на трех
уровнях по разрезу осадочного комплекса. Матрикс олистостромовой толщи представ­
лен углеродистыми, пиритизированными, известковистыми доломитами, переслаиваю­
щимися с алевритистыми известняками. В известняках найдены водоросли Py­
chostroma sp., встречающиеся в карбоне – перми, а по всему разрезу выделены
комплексы микрофоссилий гетерогенного состава. Переотложенные формы нижнегосреднего кембрия, ордовика и силура составляют 33%, а миоспоры, типичные для ниж­
него карбона - 67%. Микститовый комплекс интенсивно дислоцирован, пронизан зона­
ми милонитов, часто ограничивающими олистоплаки. Олистостромы выделены в отло­
жениях бамбуйской (золотовской) свиты, возраст которой по комплексам органических
остатков определен девоном [8, 11]. В олистолитах найдены единичные остатки архео­
циат, водоросли, распространенные в кембрии, кембрии – ордовике и в ордовике. Во
вмещающих их карбонатных породах найдены водоросли, характерные для верхнего
девона, силура-девона, девона-карбона, остатки иглокожих, встречающихся в девоне,
фораминифер, распространенных в девоне-карбоне и тентакулит силура-девона. Во
всех изученных разрезах выделены комплексы миоспор верхнего девона.
60
Микститовые комплексы довольно широко распространены в Западном Забайка­
лье. Они установлены в Еравнинской зоне, где из состава олдындинской свиты нижне­
го кембрия выделена девонская ульзутуйская толща, включающая олистостромы. В
Верхне-Ангарском хребте, олистострома описана в мергелистой толще девона, выде­
ленной из состава кооктинской свиты. В бассейне р. Ямбуй установлена микститовая
природа пановской серии и олистостромы в курбинской свите.
Наибольшее число случаев как седиментационного так и миграционного переот­
ложения дают микрофоссилии, и выявление переотложенных компонентов споровопыльцевых спектров является наиболее важной и сложной задачей интерпретации ре­
зультатов палинологического анализа. Миоспоры переотлагаются по типу мельчайших
осадочных частиц и вместе с ними. Установлено, что почти каждый стратиграфически
более молодой комплекс пород формировался за счет размыва более древних отложе­
ний. Комплекс видов, характеризующий флору эпохи формирования изучаемых отло­
жений, будет закономерно меняться по разрезу, отражая идущие изменения климатиче­
ской обстановки. Эти изменения касаются как экологии этих видов, так и территории
на которой эти виды произрастали. Виды, к которым относятся переотложенные фор­
мы, во–первых экологически однородны, прерывисто распространены во времени и в
пространстве и образуют комплексы, состав которых гетерохронен, во–вторых, обычно
встречаются спорадически, появляясь и исчезая без каких либо закономерностей. При
палинологическом изучении разрезов Западного Забайкалья различного возраста, мы
чаще всего встречаемся со случаями седиментационного переотложения древних ми­
крофоссилий в более молодых отложениях, а не наоборот. Практически во всех палино­
комплексах из терригенных отложений присутствуют переотложенные формы [9, 10].
Например, в уакитской толще, девонский возраст которой определен по остаткам выс­
ших растений и водорослей, в верхнедевонском комплексе миоспор, встречены переот­
ложенные докембрийские формы, составляющие 10% от состава комплекса. В терри­
генной аматканской свите, где найдены остатки листостебельчатых мхов, иглокожих и
водорослей, распространенных в карбоне – перми, в нижне-среднекаменноугольном
комплексе миоспор, переотложенные микрофоссилии (рифей, кембрий, ордовик, девон)
составляют 26%. В терригенных породах татауровской свиты, возраст которой опреде­
ляется в интервале среднего–верхнего карбона, переотложенные микрофоссилии со­
ставляют от 8 до 41%. Набор их гетерохронен и представлен формами, встречающими­
ся в девоне, характерными для среднего и верхнего его отделов, и нижнем карбоне.
Среди девонских миоспор в одной пробе встречены ураганное содержание типично жи­
ветских форм. Подобных примеров можно привести множество, практически все пали­
нокомплексы из терригенных и карбонатно-терригенных отложений включают тот и
иной процент переотложенных форм. Переотложение микрофоссилий зафиксировано
также в мезозойских (нарингольская, бутугольская) и четвертичных (плейстоценовых
моренах р. Бамбуйки) отложениях Западного Забайкалья [10, 12]. Определение возраст­
ной принадлежности переотложенных миоспор в верхнепалеозойских, мезозойских и
кайнозойских стратонах свидетельствует о том, что основными поставщиками терри­
генного материала в палеобассейны были местные области размыва, сложенные оса­
дочными толщами неопротерозоя, нижнего, среднего, верхнего палеозоя.
Таким образом, тщательный анализ палеонтологических и палинологических
данных с использованием критериев установления асинхронного материала, позволяет
выделять переотложенные макро- и микрофоссилии в составе комплексов органиче­
ских остатков и делать соответствующие стратиграфические выводы.
61
Список литературы
1. Гордиенко И.В., Кузьмин М.И. Геодинамика и металлогения Монголо-Забайкальского региона // Геоло­
гия и геофизика, 1999. №11. - С. 1545-1562.
2. Геологическое картирование микститовых комплексов. М., 1992. - 230 с.
3. Кирмасов А.Б., Минина О.Р. Механизмы формирования меланжа в карбонатных породах юктоконской
свиты (Уакитская зона, Северное Прибайкалье). Сб. науч. тр. Современные вопросы геологии. М.: Науч­
ный мир, 2002. - С. 195-199.
4. Клочко А.А., Кирмасов А.Б., Минина О.Р. Элементы покровной структуры и олистостромы Уакитской
зоны Прибайкалья // Сб. науч. тр. конф. Современные вопросы геотектоники. М.: Научный мир, 2001. С. 113-116.
5. Липатова В.А. О значении переотложенных миоспор при детальном расчленении верхнепалеозойских
отложений Сибирской платформы //Споры и пыльца в отложениях фанерозоя. Сб. науч. статей. Л., 1984.
- С. 36-43.
6. Лучинина В.А., Бахарев Н.К. Девонские рифы Западной части Алтае-Саянской области и значение в
них известковых водорослей.. // Девонские наземные и морские обстановки: от континента к шельфу
(Проект 499 МПГК/Международная комиссия по стратиграфии девона): Материалы Междунар. конф.,
Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2005. - С. 97-101.
7. Минина О.Р., Гусаревич Г.А. Новые палеонтологические материалы по разрезу палеозоя р. Бамбуйки //
Ежегодник-94. Вып.1, ГИН БНЦ СО РАН, Улан-Удэ, 1994. - С. 18-22.
8. Минина О.Р., Далматов Б.А., Неберикутина Л.Н. Значение микрофоссилий для установления валидно­
сти местных стратиграфических подразделений (Западное Забайкалье). Тезисы докладов IX Всероссий­
ской палинологической конференции. М.: ИГиРГИ, 1999. - С. 195–195.
9. Минина О.Р., Неберикутина Л.Н. Переотложение микрофоссилий и проблемы интерпретации ре­
зультатов палинологического анализа. Матер. X Палинол. Конф. М.: ИГиРГИ, 2002. - С. 156–157.
10. Минина О.Р. Стратиграфия и комплексы миоспор отложений верхнего девона Саяно-Байкальской
горной области. Автореф. дис. канд. геол.-мин. наук. Иркутск: ИЗК СО РАН, 2003. - 17 с.
11. Минина О.Р., Ветлужских Л.И. К проблеме объема среднего кембрия и валидности местных страти­
графических подразделений Западного Забайкалья (Верхне-Ангарский и Южно-Муйский хребет). Геоди­
намическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса: от океана к континенту.
Материалы науч. Совещ. по Программе фундам. исслед. Т. 2. Иркутск: Ин-т геогр. СО РАН, 2006 - С. 2830.
12. Неберикутина Л.Н., Трегуб Т.Ф. К проблеме переотложения и формирования палиноспектров в про­
цессе осадконакопления. // Тезисы докладов IX Всероссийской палинологической конференции. М.:
ИГиРГИ, 1999. - С. 201 – 202.
13. Ненахов В.М., Никитин А.В. Структура, магматизм и тектоническая эволюция Уакитской зоны в па­
леозое: в контексте проблем формирования Ангаро-Витимского батолита // Геотектоника, №2, 2007, С.
34-52.
14. Портнягина Л.А. Методические аспекты расчленения флиша по данным палинологических исследо­
ваний // Проблемы современной палинологии. Новосибирск: Наука, 1984. - С. 44-47.
15. Руженцев С.В., Аристов В.А., Минина О.Р., Голионко Б.Г., Некрасов Г.Е. Герциниды Икат-Багда­
ринской зоны Забайкалья Доклады Академии наук, т. 417, № 2, 2007. - С. 225-228
16. Руженцев С.В., Минина О.Р., Некрасов Г.Е. Новые данные по геологии Еравнинской зоны (УдиноВитимская складчатая система, Забайкалье) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиат­
ского складчатого пояса: от океана к континенту. Материалы науч. Совещ. по Программе фундам. ис­
след. Т. 2. Иркутск: Ин-т геогр. СО РАН, 2009. - С. 54-56.
17. Степанов Д.Л., Мессежников М.С. Общая стратиграфия (Принципы и методы стратиграфических ис­
следований) Л.: Недра. 1979. - С. 236-325.
18. Филимонов А.В. Фации и эволюция обстановок седиментации в позднем девоне Уакитского форлан­
дового палеобассейна Западного Забайкалья. // Девонские наземные и морские обстановки: от континен­
та к шельфу (Проект 499 МПГК/Международная комиссия по стратиграфии девона): Материалы Между­
нар. конф., Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2005. - С. 56-59.
19. Филимонов А.В., Минина О.Р. Витимский бассейн форланда девона-карбона (Западное Забайкалье) //
Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского складчатого пояса: от океана к континен­
ту. Материалы науч. Совещ. по Программе фундам. исслед. Т. 2. Иркутск: Ин-т геогр. СО РАН, 2007. - С.
147-149.
62
ГУРТУЙСКАЯ ТОЛЩА - НОВОЕ ЛИТОСТРАТИГРАФИЧЕСКОЕ
ПОДРАЗДЕЛЕНИЕ В РАЗРЕЗЕ ВЕРХНЕПЕРМСКИХ - НИЖНЕТРИАСОВЫХ
ОТЛОЖЕНИЙ АКШИНСКОГО ПРОГИБА (ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
Е.В. Нечепаев
ФГУГП «Читагеолсъёмка», Чита, geokart_chita@mail.ru
В статье речь идёт о целесообразности выделения и введения в опорную легенду Даурской серии
масштаба 1:200000 на уровне верхней перми нового стратиграфического подразделения – гуртуйской
толщи, формационно отличающейся от окружающих разновозрастных стратифицированных образова­
ний и охарактризованной позднепермским комплексом микрофауны.
Необходимость выделения гуртуйской толщи в качестве самостоятельного стра­
тона возникла при проведении в юго-западной части Агинской мегазоны геологическо­
го доизучения масштаба 1:200000 [1]. Отдельные пространственно разобщённые её вы­
ходы в виде тектонических блоков площадью от 2 до 16 км2 закартированы в следую­
щих участках территории бассейна нижнего течения Онона: в междуречье Тарбагатай Улача; в окрестностях пос. Акша; на левобережье р. Засулан; в предгорьях хр. Эрмана,
то есть там, где многие из них ранее выделялись в качестве уртуйской свиты нижнего
карбона [2], а позднее, Л.Н. Землянским и Л.И. Мальчуковым при проведении геолого­
съёмочных работ масштаба 1:50000, явно ошибочно, без учёта очевидного формаци­
онного отличия от окружающих отложений нижнего триаса и лишь на основании тек­
тонического согласия между ними, были включены в состав акша-илинской серии.
В составе отложений стратона доминируют терригенные породы: песчаники по­
лимиктовые в значительной степени окремнённые, кремнистые алевролиты, аргиллиты,
гравелиты, мелкогалечные конгломераты, в подчинённом количестве - яшмы, известня­
ки, чрезвычайно редко - риолиты, андезибазальты, андезиты и их туфы.
Строение разреза отчётливо выраженное двучленное: нижние горизонты сложе­
ны чередующимися между собой кварцитовидными окремнёнными песчаниками и
кремнистыми алевролитами, включающими редкие, как правило, маломощные пласты
яшмоидов и линзы известняков (карбонатно-терригенная пачка мощностью свыше
330м), а верхние – окремнёнными песчаниками, включающими прослои кремнистых
сланцев, алевролитов, туфопесчаников, туфов кислого состава, маломощные потоки
лав риолитов, андезитов, андезибазальтов (вулканогенно-терригенная пачка мощно­
стью от 380 до 500 м).
Осадочные породы гуртуйской толщи характеризуются следующими литогене­
тическими признаками: полимиктовым составом и кварцитовидным обликом псамми­
тов, существенной примесью кремнезёма в составе алевритов, отсутствием отчётливо
выраженной ритмичности в строении разреза и невыдержанностью фаций по латерали.
Наиболее представительный разрез отложений толщи, изученный автором в
междуречье Нарын-Гуртуй (рис., блок I) [1], выглядит следующим образом (снизу):
1) песчаники мелкозернистые кварцитовидные . . . . . . . . . . . . 50 м
2) известняки кристаллические тёмно-серые. . . . . . . . . . . . . . 15 м
3) песчаники кварцитовидные серые . . . . . . . . . . . . . . . . . 14 м
4) известняки тёмно-серые. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16 м
5) песчаники кварцитовидные. . . . . . . . . . . . . . . . .
. . 20 м
6) известняки тёмно-серые грубослоистые. . . . . . . . . . . . . . . 18 м
7) песчаники известковистые серые. . . . . . . . . . . . . .
. .
47 м
8) песчаники среднезернистые. . . . . . . . . . . . . . . .
. . . 20 м
9) алевролиты кремнистые и песчаники окремнённые, переслаивающиеся
друг с другом. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .14 м
10) песчаники мелкозернистые массивные серые. . . . . . . . . . . . 100 м
11) алевролиты песчанистые окремнённые с отпечатками сферических
63
Spumellaria и конодонтов: Clarkina cf. bitteri (Kozur). . . . . . . . . . ..20 м
12) песчаники крупнозернистые серые. . . . . . . . . . . . . . . . 40 м
13) метабазальты тёмно-зелёные массивные. . . . . . . . . . . . . . 20 м
14) алевролиты, песчаники окремнённые с обломками конодонтов:
Neogondolella sp., Mesogondolella sp. и радиолярий: Tormentum Nazarov et
Ormiston, сферических Spumellaria. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 76 м
15) песчаники крупно- и грубозернистые гравийные и гравелиты
переслаивающиеся. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 60 м
16) алевролиты кремнистые тонкослоистые чёрные. . . . . . . . . . . 25 м
17) песчаники грубозернистые гравийные, переслаивающиеся
с гравелитами. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55 м
18) кремнистые аргиллиты, алевролиты, кварцитовидные
песчаники (переслаивание) с единичными сферическими Spumellaria. . . . 15 м
19) алевролиты кремнистые серые. . . . . . . . . . . . . . . . . . 65 м
20) песчаники окремнённые, алевролиты, кремнистые сланцы. . . . . . 240 м
Мощность по разрезу - 714 м.
Разрез (рис. блок I) неполный: нижние горизонты стратона сорваны разломом, а
верхние установлены здесь же, в непосредственной близости, в междуречье Тарбага­
тай-Зун-Бырхыртуй (рис., блок II), где они на 70% представлены окремнёнными песча­
никами, включающими маломощные прослои туфогенно-осадочных пород и редкие по­
токи лав вулканитов среднего состава.
В правом эрозионном борту долины Онона, в окрестностях пос. Акша (рис.,
блок III), нижние горизонты толщи, сложенные переслаивающимися между собой
окремнёнными песчаниками, алевролитами и кремнистыми сланцами, содержащими
редкие линзы яшм и пласты кремнистых пород, коррелируемы с приведённым выше
разрезом, тогда как верхние её горизонты, существенно псаммитовые по составу, впол­
не сопоставимы с разрезами территории междуречья Тарбагатай - Улача (рис., блок
IV), с той лишь разницей, что здесь в их составе присутствуют андезибазальты и яшмо­
иды, образующие пластовые тела мощностью в первые десятки метров [1, 2].
В восточных отрогах хр. Эрмана, в бассейне р. Засулан (рис., блок V), разрезы
отложений толщи в общих чертах схожи с приведённым выше, отличаясь лишь отсут­
ствием грубообломочных пород и известняков и значительно большим распространением яшмоидов, вулканитов среднего-основного состава и кремнистых сланцев [1, 2].
Полная мощность гуртуйской толщи в границах Акшинского прогиба - 830900 м.
Нижняя граница стратона не установлена, верхние его горизонты (по непрове­
ренным сведениям) в отдельных местах со стратиграфическим несогласием перекрыва­
ются отложениями агинской свиты верхней перми-нижнего триаса.
При проведении в 2000 году биостратиграфических исследований для целей со­
вершенствования легенды Госгеолкарты-200 Даурской серии Л.П. Старухиной, Н.И.
Раитиной и Н.Г. Ядрищенской в отложениях гуртуйской толщи бассейнов р.р. Онон,
Гуртуй, Тарбагатай обнаружены остатки конодонтов, радиолярий и микрофоссилий.
К о н о д о н т ы выделены в кремнистых породах средней и верхней частей раз­
реза. Среди диагностируемых Т.В. Клец (Новосибирский государственный универси­
тет) определены следующие формы: Clarkina ex gr. orientalis B a r s k . Et K o r . (джуль­
финско-дорамшанский век поздней перми), С. cf. bitteri (K o z u r ) (мургабско-дора­
шамский век), С. sp. 1, C. sp. 2, Mesogondolella ex gr. asserata (C l a r k , B e h n k e n )
(предположительно мургабско-мидийский век), M. sp., Gondolella sp. (поздняя пермь–
средний триас), Neogondolella sp. (поздняя пермь–ранний триас).
64
Рис. Геологическая карта территории междуречья Онона, Или, Могойтуя
1 – квартер; 2 – нижний мел, тургинская свита; 3 – верхняя юра, джаргалантуйская свита; 4 – верхний
триас, зуткулейская и тулутайская свиты; 5 – верхняя пермь-нижний триас, агинская свита; 6 - верхняя
пермь, гуртуйская толща; 7 - средний-верхний девон, цаган-норская свита; 8 - верхний рифей, ононская
свита; 9 – гранит-порфиры раннемелового абагайтуйского комплекса; 10 – разрывные нарушения (1), в
том числе надвиги (2); 11 – линия представительного разреза гуртуйской толщи; 12 – геологические гра­
ницы; 13 – местонахождения конодонтов и радиолярий; 14 – номера тектонических блоков, сложенных
отложениями гуртуйской толщи.
Р а д и о л я р и и выделены в средней и верхней частях разреза в кремнистых по­
родах. Из них редкие формы получили родовые и видовые определения, в частности:
Tormentum Nazarov et Ormiston, распространённые в позднем карбоне – поздней перми.
Согласно заключению Е.С. Панасенко и И.В. Кемкина (Дальневосточный геологиче­
ский институт ДВО РАН), облик представителей этого рода близок к таковым из сред­
ней-поздней перми Приморья. Представители рода Phaenicosphaera cf. mammilla
S h e n g et W a n g , 1985 известны только в позднепермских отложениях (ламарских
известняках гваделупского яруса поздней перми Техаса), Южного Китая, Монголии,
Калифорнии, и др. регионов мира.
65
Микрофоссилии, выделенные И.В. Лузиной (ВостСибНИИГГиМС): Osmun­
dacidites sp., Neoraistrickia obtusosetosa (L u b .) L u b ., Neoraistrickia sp., Raistrickia sp.,
Granulatisporites sp., Spinosisporites sp., Acanthotriletes sp., Lophotriletes sp., Verrucos­
isporites sp., Remysporites psilopterus L u b ., Chomotriletes sp., Hymenozontriletes sp.;
пыльца: Cordaitina sp., Entylissa sp., Marsupipollenites sp., Chordasporites sp., Vittatina
sp., Asaccites sp. и др. обычны для пермских палинокомплексов Сибири: бургуклинско­
го (ранняя пермь), пеляткинского, дегалинского, гагарьевоостровского (поздняя пермь)
горизонтов Тунгусской синеклизы и раннего триаса тутончанского, двурогинского, пу­
торанского горизонтов. Вмещающие породы могут быть датированы поздней пермьюранним триасом.
По результатам палеомагнитных исследований палеозойских разрезов юго-вос­
точной части Агинской мегазоны Ю.С. Бретштейном (Институт тектоники и геофизики
ДВО РАН), сравнительные позиции палеомагнитного полюса для пород гуртуйской
толщи, проявляя близость с позднепермскими полюсами борзинской свиты одноимён­
ного прогиба в восточной её части, в целом тяготеют к позициям пермского полюса для
Северного Китая.
Приведённые данные позволяют достаточно уверенно датировать отложения
гуртуйской толщи поздней пермью.
Список литературы
1. Нечепаев Е.В., Бизяев И.О., Абдукаримова С.Ф. Государственная геологическая карта Российской Фе­
дерации масштаба 1:200 000. Издание второе. Серия Даурская. Листы-M-49-XVIII-XXIV (Акша – Ми­
хайло-Павловск). Объяснительная записка. М.-СПб.: ВСЕГЕИ. 2000 (в печати), 154с.
2. Чабан Н.Н., Беляков Е.А. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Восточно-Забайкаль­
ская. Лист М-49-XVIII. Объяснительная записка. М., 1974 г. 97с.
НЕКОТОРЫЕ УТОЧНЁННЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ И ГЕОЛОГИЧЕСКОМ
ПОЛОЖЕНИИ РАННЕМЕЗОЗОЙСКИХ ОСАДОЧНО-ВУЛКАНОГЕННЫХ И
ИНТРУЗИВНЫХ КОМПЛЕКСОВ ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ
Е.В. Нечепаев
ФГУГП «Читагеолсъёмка», Чита, geokart_chita@mail.ru
В статье кратко охарактеризованы нижнемезозойские осадочно-вулканогенные образования чер­
нояровской, цаган-хунтейской, обонской свит и гранитоиды куналейского интрузивного комплекса, ши­
роко распространённые в Западном Забайкалье, и приведены новые данные по переопределению ископа­
емой флоры трёх первых и изотопно-геохронологическому датированию последних, позволяющие пере­
смотреть возраст этих подразделений и внести соответствующие изменения в действующие легенды Да­
урской, Селенгинской и Алдано-Забайкальской серий листов ГГК-200 и ГГК-1000.
В конце восьмидесятых - начале девяностых годов прошлого столетия, в разгар
«массового» проведения геологического доизучения площадей масштаба 1:200000, со­
провождаемого созданием опорных легенд для среднемасштабных геологических карт,
не предусматривающего полевых исследований, допускались отдельные неточности в
интерпретации материалов и не всегда учитывались уже известные к тому времени, но
не апробированные новые данные. Так случилось и при создании легенды Даурской се­
рии листов Государственной геологической карты РФ масштаба 1:200000, в которой
для мезозойского среза был принят согласованный с коллегами из соседней Республики
Бурятии вариант, позволяющий прийти к единому мнению относительно раннетриасо­
вого возраста цаган-хунтейского вулканического и куналейского интрузивного
комплексов и средне-позднетриасового – чернояровской свиты, широко распространён­
ных на смежных территориях обеих областей, что нашло своё отражение не только в
легендах Даурской и Селенгинской серий ГГК-200, но и в легенде Алдано-Забайкаль­
66
ской серии листов Государственной геологической карты РФ масштаба 1:1000000. Как
выяснилось, факт этот весьма спорный, и в настоящее время мы располагаем новыми
данными, позволяющими изменить возраст чернояровской свиты на раннетриасовый, а
цаган-хунтейского вулканического и куналейского интрузивного комплексов – на
позднетриасовый.
Ч е р н о я р о в с к а я с в и т а , объединяющая вулканогенные, осадочные и
пирокласто-осадочные образования, согласно предлагаемой нами схеме, занимает
самое нижнее положение в разрезе мезозоя Хилок-Витимской геоструктурной зоны.
Стратотипический её разрез достаточно хорошо изучен бурятскими геологами и со­
трудниками ВСЕГЕИ в районе пос.Черноярово, в пределах одноимённой грабен-син­
клинальной структуры. Вполне обоснованно чернояровская свита выделена и на терри­
тории Читинской области, по правобережью Чикоя, на водораздельной части рек Верх­
него Шергольджина, Маргинтуя и Мельничной (Н.П. Костяков, Г.В. Котляр, Л.И. По­
пеко и др.).
По составу свита существенно вулканогенная и сложена трахиандезитами, тра­
хиандезибазальтами, трахибазальтами и их туфами при подчинённом значении алевро­
литов, песчаников, гравелитов, конгломератов, и их туфогенных разновидностей. В
стратотипическом разрезе, изученном И.В. Гордиенко в окрестностях пос. Черноярово,
свита чётко разделяется на три пачки: нижнюю осадочно-вулканогенную, в составе ко­
торой существенная роль, наряду с вулканитами основного состава, принадлежит оса­
дочным породам (до 1000 м); среднюю туфогенно-осадочную, в составе которой при­
мерно в равных соотношениях присутствуют "нормальные" осадочные породы (алевро­
литы, песчаники, гравелиты, конгломераты) и туфогенные их разновидности в пересла­
ивании друг с другом (140 м); и верхнюю собственно вулканогенную, сложенную пор­
фировыми трахиандезибазальтами (от 90 до100 м). Максимальная её мощность - от
1350 до 1500 м.
Стратиграфическое положение чернояровской свиты определяется несогласным
её налеганием на вулканиты алентуйской и тамирской свит верхней перми в стратоти­
пической области, на терригенные породы гутайской свиты карбона в Чикойской вул­
кано-депрессионной структуре и несогласным же перекрытием осадочно-вулкано-ген­
ными образованиями ичетуйской свиты нижней-средней юры.
Вопрос о возрасте чернояровской свиты до сих пор остаётся предметом дискус­
сий. Мы предлагаем, основываясь на новых данных, своё решение проблемы. Среди
остатков ископаемой флоры, собранной В.А. Амантовым и Ф.В. Старициным на право­
бережье реки Тамира (а ещё ранее Л.А. Козубовой в этой же части территории), В.П.
Владимирович определены: Cladophlebis pseudoichunensis R a d s z , C. roessertii Z e i l .,
C. szeiana P ' a n ., Diplasites sp., Thinnfeidia sp., Paracalamites sp., Neocalamites merianii
(Br.) H a l l e , Tamiria minuta V l a d ., Lepidopteris sp., Sphenozamites changi S z e .,
Baiera cf. paucipartita N a t h ., Voltzia sp. и др., возраст которых - конец среднего - нача­
ло позднего триаса (ладинский - карнийский ярусы).
Н.К. Могучевой (СибНИИГГиМС) был проведен анализ всех имеющихся
заключений по определению флоры прежних лет (Козубова, Радченко, 1961) и
переопределены
остатки
двух
коллекций,
собранных
В.М.
Скобло
(ВостСибНИИГГиМС) и Н.А. Трущовой («Читагеолсъёмка») в конце восьмидесятых –
начале девяностых годов при проведении тематических работ. Результаты ревизии
определений флористического комплекса по сборам Л.А. Козубовой и Г.П. Радченко
подтверждают заключение последнего автора о наиболее вероятном раннетриасовом
возрасте вмещающих органику отложений. Из сборов В.М. Скобло в осадочных
отложениях чернояровского стратотипа установлены остатки Paracalamites sp.,
Cladophlebis sp.(aff. C. kirjamkensis P r y n .), C. sp. (cf. Lobifolia tajmurensis M o g .),
67
Cladophlebis sp., Glossophylmum ? sp., Pseudotorellia ? sp., Yuccites spp., Carpolithes cf.
cinctus N a t h . В коллекции Н.А. Трущовой определены следующие формы: As­
therotheca sp., Lobifolia aff. paucinervis M o g ., L. sp.(cf. L. tajmurensis M o g .),
Cladophlebis aff. tenuifolia Z h i g a o , Sphenopteris sp. (cf. S. treisecta S c h v e d .), Sphen­
opteris spp., Raphidopteris cf. uralica (Tur.-Ket.) K i r i t c h . et C h r a m ., Glossophyllum
sp., Pseudotorellia ? sp., Carpolithes cf. cinctus N a t h . и др. Из заключения Н.С. Могу­
чевой следует, что приведённый флористический комплекс идентичен основным видам
корвучанской флоры Тунгусского и Кузнецкого бассейнов, возраст которой определя­
ется как ранний-средний (в пределах анизия) триас (И.А. Добрускина, Н.К. Могучева).
Другую же, значительно меньшую, часть остатков, проявляющую сходство с растения­
ми яньчанской флоры Северного Китая, И.А. Добрускина считает ладинской. Присут­
ствие в чернояровском комплексе таких форм как Sphenophyllum, Schizoneura,
Paracalamites, Lobifolia, Prynadacopteris, Tersiella лишь усиливают его сходство с Си­
бирскими флорами. Подтверждается это и находками остатков Raphidopteris, схожих с
подобным родом из анохинской свиты Восточного Урала, относящимся к раннему три­
асу. Господство папоротников и полное отсутствие хвойных в приведённом флористи­
ческом комплексе позволяет предположить, что чернояровская свита по аналогии с эта­
пами развития триаса Сибирской платформы, Кузбасса и Китая, с наибольшей вероят­
ностью может быть отнесена к нижнему отделу.
Ц а г а н - х у н т е й с к и й к о м п л е к с в у л к а н и ч е с к и й , сопровожда­
емый в легендах Даурской, Селенгинской и Алдано-Забайкальской серий ГК-200 и ГК1000 возрастным индексом T1, представляет собой сложное сообщество вулканических
пород, характеризующихся разнообразным составом (от основного до кислого) и повы­
шенной щелочностью. Вулканогенные образования покровной, жерловой, экструзив­
ной и субвулканической фаций образуют вулканарии линейного и центрального типов,
прослеживаемые на всём протяжении Западно-Забайкальского вулканического пояса,
маркируя крупные рифтогенные структуры северо-восточного направления.
Стратотипической областью цаган-хунтейской свиты традиционно считается
территория лево- и правобережья реки Хилка, включающая отроги хр. Цаган-Хуртей, а
наиболее представительный разрез, соответствующий по всем показателям стратотипи­
ческому, установлен в Хазарта-Нэмэтейской вулкано-тектонической структуре (Л.Е.
Эйдельман,1975), где описываемый стратон с достаточно чётким трёхчленным делени­
ем представлен в нижней части разреза лавами и туфами пантеллеритов и комендитов,
трахитами, трахиандезитами, риодацитами, их туфами (700м); в средней – трахиандези­
тами, трахиандезибазальтами, трахибазальтами, андезитами, андезибазальтами, ба­
зальтами, их туфами, туфопесчаниками, туфоалевролитами, содержащими отпечатки
флоры (300 м), и в верхней – трахириолитами, трахириодацитами, трахитами, риолита­
ми и их туфами (200 м). Полная мощность свиты - от 1000 до 1200 м.
В сводном разрезе нижнего мезозоя Западного Забайкалья цаган-хунтейская сви­
та, согласно предлагаемой схеме, должна занять верхнее стратиграфическое положе­
ние. В междуречье Тайдутки и Барун-Нэмэтея установлено её налегание на гранитоиды
бичурского комплекса поздней перми, а в других частях Хилок-Витимской геострук­
турной зоны - несогласное перекрытие континентальной молассой харюлгатинской
свиты средней юры и интрудирование щелочными гранитоидами куналейского интру­
зивного комплекса.
Что касается возраста цаган-хунтейской свиты и вулканического комплекса в це­
лом, то можно с большой долей уверенности предполагать, что он позднетриасовый.
Свидетельством тому являются многочисленные находки Т.В. Надеждиной («Читагеол­
съёмка») в 1991 году ископаемой флоры в туфогенно-осадочных породах свиты в бас­
сейне рек Бол. и Мал. Саранка, среди которых определёны многочисленные остатки
68
хвощевидных: Eqisetites aff. gracilis (N a t h ) H a l l e , Neocalamites ? sp., папоротников:
Lobifolia cf. paucinervis M o g ., Cladophlebis cf. grabauiana P ' a n , Cl. sp., Sphenopteris
sp., Williamsonia ? sp., Desmiophillum sp. и единичные - Lycopodites sp., Radicites sp.,
Sphenobaiera ? sp., Czekanowskia ? sp., Elatocladus sp., Tmematostrobus sp., Schizolepis
sp., Samaropsis sp., Сarpolithes sp. По заключению Н.К. Могучевой, в приведённом фло­
ристическом комплексе сочетаются ранне- и позднетриасовые формы с явным преобла­
данием последних. Подтверждают эти заключения и изотопные рубидий-стронциевые
датировки вулканитов (212 Ма), указывающие на поздний триас (норий-рэт).
Пространственная совмещённость вулканитов цаган-хунтейской свиты и щелоч­
ных гранитоидов куналейского интрузивного комплекса, весьма схожий петрографиче­
ский состав, близкие петрохимические характеристики, один и тот же набор акцессор­
ных минералов и нормальный интрузивный характер взаимоотношений указывают на
очевидную комагматическую связь, существующую между ними и позволяющую в
дальнейшем рассматривать оба комплекса в составе единой вулкано-плутонической
(серии) ассоциации.
Что же касается обонской свиты верхнего триаса, впервые выделенной в ХилокВитимской зоне при проведении геологического доизучения масштаба 1:200000 в каче­
стве толщи в составе верхнепермской тамирской свиты (Л.Е. Эйдельман и др., 1975), а
в последующем, при составлении легенды Хилокской серии Госгеолкарты-50, пере­
ведённой (вопреки требованиям стратиграфического кодекса!) уже в ранг самостоя­
тельной свиты с возрастным индексом T3, то она подлежит упразднению, поскольку со­
вершенно не отличима от близкой ей по формационному составу, характеру строения
разреза и комплексу органических остатков, цаган-хунтейской свиты верхнего триаса.
В составе куналейского комплекса щёлочно-гранит-сиенитового распростране­
ны сиениты, граносиениты, граниты аляскитовые, эгирин-арфведсонитовые, рибекито­
вые, граниты щелочные и умеренно-щелочные, граносиенит-порфиры двух фаз внедре­
ния, слагающие на территории Читинской области серию массивов, наиболее крупны­
ми из которых являются Тайдутский, Атхинский, Худунский, Хазартинский, Ку­
кинский, Молоковский, и др. Практически все они, включая эталонный Атхинский и
Тайдутский массивы, представляют собой типичные трещинные интрузии.
Относительное положение гранитоидов куналейского интрузивного комплекса в
схеме магматизма Западного Забайкалья установлено достаточно определённо: на тер­
ритории Читинской области они прорывают и метаморфизуют осадочно-вулканоген­
ные, охарактеризованные флорой, образования цаган-хунтейской свиты позднего триа­
са, перекрываясь континентальной молассой харюлгатинской свиты средней юры; а на
сопредельной с запада территории Республики Бурятии прорывают верхнепермские та­
мирскую и алентуйскую свиты и гранитоиды позднепермских бичурского и сого­
тинского комплексов.
В окрестностях п. Черноярово бурятскими геологами (Г.И. Донских, 1981; В.В.
Кошкиным, 1989 и др.) установлен факт налегания на гранитоиды куналейского
комплекса Харитоновского эталонного массива осадочно-вулканогенных образований с
горизонтом конгломератов в основании, отнесённых к чернояровской свите, возраст ко­
торой по многочисленным переопределениям флоры,– раннетриасовый (Н.А. Трущова,
Н.К. Могучева, 1992).
На наш взгляд, приведённый факт, как единственный, противоречащий новым
построениям, основанным на результатах переопределений флоры и геохронологиче­
ских данных, нуждается в тщательной проверке.
Абсолютный возраст гранитоидов куналейского комплекса Самартинского мас­
сива [1] по определениям калий-аргоновым методом – 177,3 млн. лет; для гранитоидов
ряда массивов бассейна р. Барун-Нэмэтей - 165-244 млн. лет (В.М. Поляков, Е.В. Нече­
69
паев, В.С. Сверкунов и др., 1992). Изотопный возраст гранитоидов Харитоновского эта­
лонного массива на территории Республики Бурятии по рубидий-стронциевым дати­
ровкам - 221 ± 1 (Литвиновский, 1995), Мало-Куналейского массива – 233 ± 5 млн. лет
(Л.А. Козубова, А.Г. Рублёв,1978).
Таким образом, приведённые сведения позволяют вернуться к рассмотрению во­
проса о внесении изменений и дополнений в действующие легенды Даурской и Алда­
но-Забайкальской серий ГГК-200 и ГГК-1000 в части пересмотра возраста подразделе­
ний мезозоя: чернояровской свиты, цаган-хунтейского вулканического и куналейского
интрузивного комплексов. Чернояровскую свиту предлагается переместить на уровень
нижнего триаса, а цаган-хунтейский вулканический и куналейский интрузивный
комплексы поднять до уровня верхнего триаса, сопроводив и тот, и другой возрастным
индексом T3.
Список литературы
1. В.А. Амантов, В.П. Владимирович, Г.П. Радченко Биостратиграфия континентального триаса обрамле­
ния Монголо-Охотской геосинклинальной области в её западном окончании. Записки Забайкальского
филиала Географического общества СССР. Вып. 46, 1970. – С 3-33.
2. Новиков В.А., Извеков А.К. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия Западно-Забайкаль­
ская. Лист M-49-III. Объяснительная записка. М: Недра, 1973. - 82 с.
3. Эйдельман Л.Е., Бородина В.Г., Сапунов Ю.В. Геологическая карта СССР масштаба 1:200000. Серия
Западно-Забайкальская. Лист M-49-IV. Объяснительная записка. М., 1980. – 89 с.
4. С.Н. Пехтерев, Е.В. Нечепаев (отв. исполнители), Н.А. Артамонова и др. Государственная геологиче­
ская карта Российской Федерации. Масштаб 1: 1000000. Издание 3. Серия Алдано-Забайкальская. Лист
М-49 (Петровск-Забайкальский ), С.-Петербург, изд-во ВСЕГЕИ (в печати). - 369с.
5. Козубова Л.А., Тихомиров И.Н., Радченко Г.П. Новые данные о стратиграфическом разрезе черно­
яровской свиты // Вопросы геологии Прибайкалья и Забайкалья (Записки Забайкальского филиала гео­
графического общества СССР, вып.56, 1971. – С. 74-77
СООБЩЕСТВА МШАНОК В КАМЕННОУГОЛЬНОЙ БИОТЕ ЗАБАЙКАЛЬЯ
Л.И. Попеко
ИТиГ ДВО РАН, Хабаровск, popeko@itig.as.khb.ru
Проведен анализ динамики таксономического разнообразия каменноугольных мшанок и сопут­
ствующих групп фауны на основе данных по представительным разрезам. Установлено 6 крупных био­
тических событий, сопровождавшихся изменениями систематического состава, вымиранием ряда таксо­
нов, сменой доминантов. Отмечена связь этих перестроек с абиотическими событиями.
Каменноугольные отложения распространены на территории Забайкалья фраг­
ментарно и весьма неравномерно охарактеризованы фауной. В их составе присутству­
ют образования, сформировавшиеся в разных геодинамических обстановках, что обу­
словило пестрый спектр фаций. Они представлены преимущественно морскими разно­
фациальными отложениями: мелководно-шельфовыми терригенными (чиронская се­
рия), мелководно-шельфовыми терригенно-карбонатными (газимурозаводская свита),
кремнисто-карбонатно-терригенными открытого шельфа (аргалейская свита), склоно­
выми терригенно-кремнистыми флишоидными с вулканитами (ингодинская серия), ге­
мипелагическими терригенно-кремнисто-вулканогенными (уртуйская свита). Измене­
ния параметров среды, приводящие к разрушению и перестройкам палеоэкосистем и
внезапным биотическим событиям, наиболее отчетливо проявлены в разрезах шельфо­
вых отложений. Они фиксируются по стратиграфическим перерывам и несогласиям,
изменениям вещественного состава толщ, проявлениям продуктов эксплозивной вулка­
нической деятельности и другим седиментологическим признакам. В склоновых и ге­
мипелагических образованиях, крайне бедных органическими остатками, эти измене­
ния не улавливаются. Разреза шельфовых отложений, который бы включал полный
70
объем карбона, в Забайкалье нет. Наиболее перспективными, с точки зрения изучения
эволюции фауны и связи ее с абиотическими событиями, являются слабо дислоциро­
ванные разрезы турне–нижневизейских отложений (газимурозаводская свита) на водо­
разделе Котиха–Быстрая и в бассейне Малой Кулинды в Среднем Пригазимурье. Одно­
возрастные образования (аргалейская свита) хр. Аргалей, сформировавшиеся на откры­
том шельфе пассивной континентальной окраины Амурского микроконтинента, менее
перспективны в силу интенсивной дислоцированности. Однако хорошая обнаженность
и наличие ряда маркирующих горизонтов позволяют восстановить последовательность
фаунистических комплексов в разрезе. Фаунистически охарактеризованные отложения
московского яруса и верхнего карбона в Забайкалье отсутствуют. Гемипелагические
образования уртуйской свиты охарактеризованы фауной в широком возрастном диапа­
зоне – от девона до башкирского века, но проследить динамику изменения комплексов
в силу недостаточной изученности структуры отложений на настоящем этапе не пред­
ставляется возможным. Разрез верхнего визе–башкирского яруса представлен в Чи­
ронском прогибе.
Мшанки в каменноугольных отложениях являются одной из наиболее распро­
страненных групп фауны, наряду с брахиоподами и морскими лилиями, иногда превос­
ходя их по численности. Анализ динамики таксономического разнообразия каменно­
угольной биоты позволил установить ряд крупных биотических событий, фиксируемых
вымиранием или существенным обновлением фаунистических сообществ. Наиболее
четко эти события проявлены в составе бентоса. Установлено 6 существенных пере­
строек, сопровождавшихся изменениями родового и видового состава, вымиранием
ряда таксонов высокого ранга, сменой доминантов предшествующих сообществ.
Формированию каменноугольной фауны предшествовал глубокий биотический
кризис, обусловленный позднедевонским (хангенбергским) экологическим событием
[10], связанным с глобальной регрессией и последовавшей за ней трансгрессией. Регио­
нальное проявление этого события наиболее четко выражено в непрерывном D/C разре­
зе мелководно-шельфовых отложений на водоразделе Котиха–Быстрая (бассейн Гази­
мура). Оно приурочено к верхам яковлевской свиты (котихинский горизонт), отвечаю­
щей верхней части верхнефаменского подъяруса на уровне слоев со Sphenospira julii вида-индекса зоны Sphenospira julii–Spinocarinifera nigra, сопоставляемой со слоями
этрен Франко-Бельгийского бассейна (Tn1a). Этому интервалу соответствует нижняя
часть аргалейской свиты в хр. Аргалей, сложенная кремнистыми аргиллитами, из­
вестково-глинистыми сланцами с редкими прослоями песчаников. Аналоги слоев этрен
в Забайкалье охарактеризованы немногочисленным комплексом мшанок, включающим
Cyclotrypa arboracea Nekhor., Monotrypa carbonica (Tschichatschev), Pseudobatostomella
longipora Nekhor., Ipmorella irregularis (Nekhor.), Nikiforovella bytchokensis Trizna,
Fenestella quadrulla Nekhor., Laxifenestella juxtaserratula (Trizna), ?Stictoporina bifurcata
Nekhor. и др. Этот комплекс, как и сопутствующие брахиоподы Cyrtospirifer ivanovae
Besn., Tenticospirifer dobrolubovae Besn., Sphenospira julii (Dehee) и др., позволяют кор­
релировать вмещающие отложения с брахиоподовыми слоями тарханской свиты Руд­
ного Алтая и топкинской толщей абышевского горизонта Кузбасса [3, 5, 9]. В послед­
ней установлены конодонты, характерные для зоны praesulcata стандартной конодонто­
вой шкалы [2], по кровле которой в настоящее время проводится граница девона и кар­
бона. Следует заметить, что в сообществах мшанок позднего фамена (этрен) в Забайка­
лье, Кузбассе и Рудном Алтае по количеству экземпляров преобладают представители
отряда Trepostomida. Фенестеллиды и рабдомезиды немногочисленны.
Присутствующие в котихинском горизонте криноидеи обнаруживают сходство с
криноидеями симоринского горизонта Центрального Казахстана и брахиоподовых и ре­
тепориновых слоев Рудного Алтая [8]. В котихинском комплексе криноидей, как и в
71
комплексах верхнефаменских отложений многих регионов, отмечается первое появле­
ние раннекаменноугольных родов Bicostulatocrinus, Platycrinites?, Pentaridica,
Floricyclus, получивших широкое распространение в отложениях нижнего карбона Ка­
захстана, Алтая, Дальнего Востока, Монголии и Южного Китая [1].
В качестве причины хангенбергского экологического события обычно рассмат­
риваются эвстатические колебания уровня моря. Регрессивной фазе этого события в
разрезе Котиха – Быстрая отвечает интенсивная терригенная седиментация и размыв,
фиксируемый прослоями и линзами гравелитов, присутствием обломков древесины на­
земных растений в верхах разреза яковлевской свиты. Регрессия привела к массовому
вымиранию населявших морской бассейн организмов, хотя и неодинаково сказалась на
представителях разных групп фауны. Так, среди мшанок вымирают практически все
перечисленные выше таксоны. Только один вид Fenestella quadrulla перешел в вышеле­
жащие отложения. Среди брахиопод исчезают семипродуктусы, циртоспириферы, ха­
рактерный этренский вид Sphenospira julii. Единственный вид Leptagonua analoga
(Phillips) пересекает этот рубеж. Двустворки котихинского горизонта недостаточно изу­
чены. В составе известных отсюда бивальвий доминирует род Posidonia, представлен­
ный видами, отмеченными в аналогах слоев Этрен Казахстана. Два его представителя
вымирают, один преодолевает критический уровень [1]. Среди криноидей из десяти из­
вестных в котихинском горизонте таксонов, имеющих сходство с присутствующими в
синхронных отложениях Рудного Алтая, Центрального Казахстана и Монголии, исчеза­
ют представители родов Anthinocrinus, Asperocrinus, Amurocrinus, но шесть таксонов
видового ранга, принадлежащие родам Bicostulatocrinus, Pentaridica и преимуществен­
но роду Platycrinites?, пережили позднедевонский кризис [1].
С началом раннетурнейского времени, которому соответствует павловский гори­
зонт, связано изменение характера седиментогенеза: увеличивается степень известкови­
стости пород, в разрезе появляются известковистые песчаники, прослои органогенных
известняков (низы газимурозаводской свиты), что вероятно свидетельствует об увели­
чении глубины бассейна и потеплении климата. Одновременно происходит существен­
ная перестройка биоты. Резко увеличивается биоразнообразие, особенно среди мшанок.
Происходит смена доминантов. В сообществах мшанок с раннетурнейским временем
совпадает резкое возрастание роли отряда Fenestellida. В его составе появляются много­
численные представители семейств Semicosciniidae (роды Quadrisemicoscinium, Eosemi­
coscinium и типично раннекаменноугольный род Neoreteporina), Fenestellidae (роды
Flexifenestella, Rectifenestella, Spinofenestella, Minilya, Hemitrypa, Penniretepora), Acanto­
cladiidae (роды Polyporella, Reteporidra, характерный для раннего карбона род Arboro­
cladia), Fenestraliidae (род Parafenestralia), Septoporidae (род Septopora). Среди трепо­
стомид появляются роды: Lioclema, Raissiella, Triznotrypa, Tabulipora, Ulrichotrypella,
Neotrematopora, Dyscritella, среди рабдомезид – Klaucena и Mediapora, а перешедшие
через критический рубеж роды трепостомид Pseudobatostomella и рабдомезид Niki­
forovella представлены иными видами [7]. Наибольшее сходство раннетурнейский
комплекс мшанок обнаруживает с таковым ретепориновых слоев тарханской свиты
Рудного Алтая [5] и тайдонского горизонта Кузбасса [9].
Существенно обновляется состав брахиоподовых сообществ. В них появляются
характерные каменноугольные роды Rhipidomella, Schuchertella, Plicochonetes, Macro­
potamorhynchus, Syringothyris, Verkhotomia, Torynifer, представленные видами, извест­
ными из нижнетурнейских отложений Кузбасса, Казахстана. Наибольшее число общих
видов связывает брахиоподовый комплекс павловского горизонта со слоями Kinderhook
Северной Америки [1]. Родовой состав криноидей пополняется представителями Flori­
cyclus и Cyphostelechus. Обновляется видовой состав обладающего большим интерва­
лом распространения в карбоне рода Platycrinites? за счет появления нового вида. Что
72
касается двустворок, то установить динамику их разнообразия в разрезе не представ­
ляется возможным из-за отсутствия точной привязки к той или иной части газимуроза­
водской свиты [1].
В начале позднетурнейского времени (ямкунский горизонт) происходит очеред­
ная перестройка биоты. Сопровождающие ее абиотические события сводятся к усиле­
нию терригенной седиментации (газимурозаводская и аргалейская свиты) и появлению
туфогенного материала в песчаниках аргалейской свиты.
Изменения систематического состава мшанок произошло на уровне отрядов, се­
мейств, родов. Позднетурнейский мшанковый комплекс своеобразен. В нем практиче­
ски отсутствуют представители отряда Trepostomida, за исключением единственного
вновь появившегося рода Stenophragvidium и перешедшего из павловского горизонта
рода Triznotrypa. Резко возрастает число рабдомезид за счет появления родов Me­
diapora, Primorella и особенно Rhombopora, представленного четырьмя видами. Из от­
ряда Fenestellida полностью исчезают представители семейств Semicosciniidae, Fenes­
traliidae, Septoporidae, меняется родовой состав семейств Acanthocladiidae и
Fenestellidae. Из числа последнего ряд видов родов Fenestella, Flexifenestella, Rectifenes­
tella, Hemitrypa, Penniretepora преодолевают кризисный рубеж. Наибольшее сходство
этот комплекс обнаруживает с сообществами мшанок бухтарминской свиты Рудного
Алтая [5] и фоминского горизонта Кузбасса [9].
Брахиоподовая ассоциация ямкунского горизонта существенно обновилась. Она
представлена родами Rugosochonetes, Tolmatchoffia, Marginatia, Hemiplethorhynchus,
Prospira, Spirifer, среди которых преобладают позднетурнейские виды Северной Аме­
рики, фоминского горизонта Кузнецкого бассейна, бухтарминской свиты Рудного Ал­
тая, русаковского горизонта Казахстана [1]. Появляется вид Prospira settedabanica Ab­
ramov, характерный для хамамытского горизонта Верхоянья, свидетельствующий о воз­
никновении связей морских бассейнов Забайкалья и Верхоянья. С раннетурнейским
комплексом ямкунскую ассоциацию брахиопод связывает один вид Rhipidomella altaica
Tolmatchow. Перестройка криноидного сообщества ямкунского горизонта происходит
преимущественно на видовом уровне. В него переходят пять видов из нижележащих
отложений. По-прежнему доминирует род Platycrinites?, частично обновивший видовой
состав за счет новых видов, за пределами Забайкалья неизвестных. Появляется новый
вид рода Pentaridica и представители Ungulicrinus, получившие широкое распростране­
ние в раннем визе. Отдельные виды (Pentaridica carbonica (Yelt.)) являются общими с
турне–ранневизейскими комплексами Казахстана и Средней Азии [1].
Начало визейского века ознаменовалось изменением характера седиментогенеза.
Усилилась карбонатная седиментация. Произошла перестройка фаунистических сооб­
ществ (кулиндинский горизонт). Облик мшанковой ассоциации определяет род Sul­
coretepora, представленный четырьмя видами. Продолжают процветать рабдомезиды.
Наряду с перешедшими из нижележащих отложений ромбопорами, примореллами и
никифоровеллами, в их составе появляются Streblotrypa, Megacanthoporina, новый вид
Nikiforovella. Фенестеллиды играют незначительную роль, число их родов сократилось,
новых не появилось. Трепостомиды отсутствуют. Наибольшее число видов связывает
кулиндинский мшанковый комплекс с ульбинской свитой Рудного Алтая [5] и подъ­
яковским горизонтом Кузбасса [9], датируемыми ранним визе. Изменился родовой со­
став брахиопод. В нем появились ранневизейские североамериканские виды родов
Keokukia, Pseudosyrinx, Acuminothyris, характерные для формации Keokuk. Существен­
ную роль играют виды родов Chonetes, Rotaia, Tomiopsis, широко распространенные в
подъяковском горизонте Кузнецкого бассейна, ульбинской свите Рудного Алтая, а так­
же местные виды родов Tomiopsis, Torynifer, Spirifer [1]. Значительно обновился состав
криноидей. Своеобразный облик ему придает массовое распространение характерного
73
вида рода Ungulicrinus, первые представители которого известны еще в ямкунском го­
ризонте. Изменяется видовой состав родов Platycrinites? и Pentaridica, за счет ал­
тайских и монгольских раннекаменноугольных видов. Впервые появляются единичные
представители родов Burovicrinus и Poteriocrinites, широкое распространение которых
отмечается на более высоких стратиграфических уровнях [1].
В целом позднефаменские (этренские) – ранневизейские мшанки и брахиоподы
Забайкалья демонстрируют удивительное сходство с одновозрастными комплексами
Рудного Алтая и Кузбасса. Как систематический состав, так и общие тенденции его из­
менения во времени совпадают с установленными для этих территорий. Это является
показателем наличия тесных связей морских бассейнов названных регионов, обеспечи­
вающих свободную миграцию фауны. Наилучшим образом возможность таких связей
демонстрирует палеотектоническая реконструкция для этого времени, выполненная
Л.М. Парфеновым [6, рис. 5].
В позднем визе начавшиеся в отдельных частях Монголо-Охотского региона
орогенические события привели к изменению режима осадконакопления в мелковод­
ных морях. Характерный для турне–ранневизейского этапа терригенно-карбонатный
тип седиментации на открытых шельфах и шельфах внутренних морей сменился терри­
генным осадконакоплением. При этом накопление осадков происходило в небольших
по площади мульдообразных прогибах, что отражает расчлененность дна единого мор­
ского бассейна. Такие прогибы присутствуют как на территории Монголо-Охотского
орогенного пояса в Забайкалье (Чиронский, Мергенский), так и в его обрамлении в
Монголии (Урмугтейульский, Аратэлигольский и др.). О единстве морского бассейна
свидетельствует удивительное единство обитавшей в этих прогибах фауны. Для проги­
бов характерно трансгрессивное налегание выполняющих их толщ на более древние об­
разования, ритмичное строение отложений, отражающее трансгрессивно-регрессивные
циклы и использованное для расчленения этих отложений. Особенности состава и эво­
люции фауны будут показаны на примере чиронской серии, выполняющей Чиронский
прогиб.
Позднему визе предшествовал глубокий биотический кризис, сопровождавший­
ся массовым вымиранием биоты, коснувшимся всех групп фауны. Критический рубеж
преодолели единичные виды брахиопод (Tomiopsis plicata (Monachova), двустворок
(Parallelodon multiliratus Girty), криноидей (Burovicrinus subconcentricus (Stukalina) [1].
Из мшанок только Rectifenestella multispinosa (Ulrich) отмечена в отложениях, синхрон­
ных низам чиронской серии Монголии (мергенскому горизонту). Перестройки фауни­
стических комплексов в чиронской серии отражают прежде всего влияние регрессивнотрансгрессивных циклов.
Обновленный брахиоподовый комплекс мергенского горизонта поздний визе –
серпуховского возраста демонстрирует большое сходство с брахиоподами евсеевского
горизонта Кузбасса (острогская серия). Их объединяют Chonetes ischimicus kusbassicus
Sok., Rotaia kusbassi Rot., Tomiopsis kumpani (Jan.) и др. Присутствие совместно с при­
веденным комплексом брахиопод растительных остатков Chacassopteris concinna Radc.
(зональной формы евсеевского горизонта) и других видов зонального комплекса под­
тверждает синхронность мергенского и евсеевского горизонтов. Виды Streptorhynchus
tomskiensis (Jan.), Lanipustula baicalensiss (Masl.), Orulgania gunbiniana Kotl., Tomiopsis
kumpani (Jan.), T. mergensis Sok. позволяют коррелировать мергенский горизонт с ниж­
ней частью магарского горизонта Северо-Востока России и с разрезом хр. Дэнг-Нуру
Монголии, в котором совместно с приведенной ассоциацией брахиопод обнаружен го­
ниатит Epicanites sp., характерный для зоны P2 верхов визейского яруса и широко рас­
пространенный в Западной Европе, на Урале, в Северной Америке в отложениях, отве­
чающих верхам визейского и серпуховскому ярусам [1]. Общие с мергенскими и близ­
74
кие виды брахиопод присутствуют в верхнеовлачанском комплексе Южного Верхоя­
нья, также содержащем гониатитов рода Epicanites.
В поздневизейское время, которому отвечает начало формирования мергенского
горизонта, происходит перестройка мшанкового сообщества на уровне таксонов высо­
кого ранга. Мергенский комплекс мшанок более чем на 80% состоит из фенестеллид,
относящихся к двум семействам: Fenestellidae (16 видов 8 родов) и Acanthocladiidae
(два вида двух родов). Среди фенестеллид появляются и составляют существенную
часть комплекса роды Fabifenestella, Alternifenestella, Lyrocladia. Каждый из них пред­
ставлен несколькими видами. Видовой состав Rectifenestella, Spinofenestella, Pennirete­
pora, Hemitrypa и др. полностью обновляется. Акантокладииды немногочисленны. Это
Acanthocladia morozovae Popeko и широко распространенный визейский вид Mackin­
neyella sibirica (Yanischevskyi). Отряд Trepostomida представлен единственным родом
Dyscritella, как и Cystoporida – родом Sulcoretepora. Из рабдомезид присутствуют роды
Nikiforovella и Lanopora. Среди мшанок мергенского горизонта не отмечено видов,
свойственных евсеевскому горизонту Кузбасса, которые представлены преимуществен­
но космополитными формами, имеющими широкий возрастной диапазон в пределах
всего раннего карбона. Однако наиболее распространенные мергенские виды мшанок
Dyscritella mergensis Popeko, Rectifenestella invulgata (Shishova), Alternifenestella galinae
(Popeko), A. media (Nikif.), Penniretepora tchironensis Popeko, Nikiforovella vachromeevi
Nekh., Sulcoretepora mergensis Nekh. позволяют коррелировать этот комплекс с
мшанками ельцовской свиты Колывань-Томской складчатой зоны. В поздневизейское–
серпуховское время мшанковые комплексы Забайкалья начинают приобретать черты
сходства с одновозрастными мшанковыми сообществами Северо-Востока России. Мер­
генские виды Sulcoretepora mergensis, Nikiforovella vachromeevi, Fabifenestella sibirica
(Shishova), F. fabalis (Shishova), Spinofenestella ungadyjensis (Popeko), Lyrocladia mariae
(Shishova) присутствуют в средней части магарского горизонта [4].
Существенно обновляется родовой состав криноидей мергенского горизонта.
Наиболее многочисленны здесь представители родов Camptocrinus, Burovicrinus, Po­
teriocrinites?, Priscusicrinus, Uniformicrinus, большинство которых обнаружено в верхах
нижнего карбона Алтая и Монголии, за исключением Camptocrinus gutaensis Stukalina,
характерного вида мергенского горизонта, но неизвестного за пределами Забайкалья.
Присутствуют также виды родов Platycrinits?, Floricyclus, Ungulicrinus, имеющие рас­
пространение в верхах нижнего–низах среднего карбона Алтая, Монголии, Казахстана
[1]. Полностью обновляется в мергенское время сообщество двустворчатых моллюсков.
Оно содержит 19 видов, неизвестных в турне–нижнем визе Забайкалья. Большинство из
них составляют таксоны, имеющие распространение в верхах визе Центрального Казах­
стана, визе и намюре Англии и Бельгии, верхах нижнего – низах среднего карбона Ка­
захстана, Кузбасса, Колывань-Томской складчатой зоны, Монголии, Северо-Востока
России [1].
Предраннебашкирская регрессия привела к резкому обеднению фаунистическо­
го комплекса, хотя и тесно связанного с мергенским, благодаря ряду транзитных видов.
Среди мшанок по-прежнему резко доминируют фенестеллиды. В раннебашкирском
(хара-шибирском) комплексе полностью исчезают трепостомиды (род Dyscritella), сре­
ди рабдомезид – род Lanopora, среди фенестеллид – роды Fabifenestella, Hemitrypa и
Arborocladia, отдельные виды родов Alternifenestella и Lyrocladia. Вновь появляется
только один вид рода Spinofenestella. Общие виды связывают рассматриваемый
комплекс с таковым верхней части магарского надгоризонта Северо-Востока России.
Раннебашкирское брахиоподовое сообщество также содержит виды, перешедшие из
нижележащих отложений. Особенно показательны Lanipustula baicalensiss (Masl.) и Or­
ulgania gunbiniana Kotl., широко распространенные в Бореальной области. Появляются
75
представители родов Semicostella, Antiquatonia, Waagenoconcha, Spirelytha, Zaissania.
Наибольшее сходство этот комплекс обнаруживает с брахиоподами верхних частей ма­
гарского надгоризонта Северо-Востока и хатынахского горизонта Южного Верхоянья
[1]. Раннебашкирский комплекс бивальвий содержит 9 видов, преодолевших пере­
строечный рубеж. Их дополняют 10 неизвестных ранее таксонов родового и видового
ранга, в том числе близкие к среднекаменноугольным видам Казахстана и местные так­
соны, присутствующие только в этой ассоциации [1]. Раннебашкирский криноидный
комплекс, характеризующий хара-шибирский горизонт, резко обеднен, по сравнению с
поздневизейско–серпуховским мергенским. Он содержит единичные экземпляры двух
видов родов Platycrinites? и Poteriocrinutes?, перешедшие из нижележащих отложений.
Но основной фон составляют: известный из среднего пенсильвания Северной Америки
и среднего карбона Южного Верхоянья вид рода Platycrinites? и среднекаменноуголь­
ный сеттедабанский вид рода Pentamerostela, впервые описанный из нижнего миссиси­
пия Северной Америки. Здесь появляются представители нового местного рода Kotl­
yaraecrinus [1].
Позднебашкирскому времени предшествовала очередная кратковременная ре­
грессия, фиксируемая конгломератовой толщей в основании шазагайтуйской свиты, и
последующая трансгрессия. Эти события привели к обновлению фаунистического
комплекса. Позднебашкирское (шазагайтуйское) сообщество мшанок, наряду с пере­
шедшими из подстилающих отложений фенестеллидами, содержит вновь появившихся
представителей рабдомезид родов Primorella, Rhombopora, Rhabdomeson, новые виды
рода Lanopora. Все они за пределами Монголо-Охотского региона не известны, что не
позволяет проводить по ним межрегиональные корреляции. Напротив брахиоподовый
комплекс шазагайтуйского горизонта содержит виды широко распространенные на зна­
чительной территории Бореальной области: Jakutoproductus parvulus Ganelin, Verkhoto­
mia tukulaensis Kaschirtzev, Balakhonia insinuata Girty, Neospirifer licharewi Abramov,
Fluctuaria alazeica (Zavodovsky) и др. Это позволяет сопоставлять горизонт с нижними
частями ольчинского горизонта на Северо-Востоке и наталинского в Южном Верхоя­
нье, содержащими каяльских аммоноидей, что дает возможность отнести шазагайтуй­
ский горизонт к верхнебашкирскому подъярусу [1].
В позднебашкирском комплексе двустворок присутствуют шесть транзитных ви­
дов, перешедших в него из мергенского и хара-шибирского комплексов, и три вида
близких или общих только с харашибирскими двустворками. Их дополняют два вида
рода Polidevcia и один вид рода Volsellina, неизвестные в нижележащих отложениях
[1]. Позднебашкирский комплекс криноидей шазагайтуйского горизонта весьма беден.
Кроме единичных экземпляров четырех видов, присутствующих преимущественно в
мергенском комплексе, он содержит вновь появившиеся виды родов Tschironocrinus и
Camptocrinus, за пределами Забайкалья не известные [1].
В заключение следует отметить, что корреляционный потенциал мшанок реали­
зован далеко неполностью. Причиной этого является слабая и неравномерная изучен­
ность этой фауны во многих районах Бореальной области.
Список литературы
1. Атлас фауны и флоры палеозоя-мезозоя Забайкалья / А.В. Куриленко, Г.В. Котляр, Н.П. Кульков и др.
- Новосибирск: Наука, 2002. - 714 с.
2. Бушмина Л.С., Кононова Л.И. Микрофауна пограничных слоев девона и карбона. М.: Наука,1981. 122с.
3. Гречишникова И.А. Стратиграфия и брахиоподы нижнего карбона Рудного Алтая. М.: Наука, 1966. –
184 с.
4. Морозова И.П. Позднепалеозойские мшанки Северо-Востока СССР. М.: Наука, 1981. – 120 с.
76
5. Нехорошев В.П. Нижнекаменноугольные мшанки Алтая и Сибири. М.: ГНТИ, 1956. – 300 с.
6. Парфенов Л.М., Берзин Н.А., Ханчук А.И. и др. Модель формирования орогенных поясов Центральной
и Северо-Восточной Азии // Тихоокеанская геология, № 6. – С. 7-41.
7. Попеко Л.И. Карбон Монголо-Охотского орогенного пояса. Владивосток: Дальнаука, 2000. – 124 с.
8. Стукалина Г.А. Граница девона и карбона с позиций эволюции криноидей // Граница девона и карбона
на территории СССР. Минск: Наука и техника, 1988. – С. 311-315.
9. Тризна В.Б. Раннекаменноугольные мшанки Кузнецкой котловины. Л.: ГНТИ, 1958. – 298 с.
10. Walliser O.H. Global Events in the Devonian and Carboniferous // Global Events and Event Stratigraphy in
the Phanerozoic. N.Y.: Springer-Verlag, 1995. - P. 225–251.
К ПРОБЛЕМЕ ВОЗРАСТА УДОКАНСКОЙ СЕРИИ
(ЗАПАДНАЯ ЧАСТЬ АЛДАНСКОГО ЩИТА)
В.С. Салихов
Читинский государственный университет, ugrum1381@mail.ru
Оценивается возраст удоканской серии (комплекса) – кеменской ее подсерии как венд-рифей­
ский, на основании историко-геологических, палеонтологических и структурно-тектонических данных.
Удоканская серия (комплекс), занимающая обширные пространства западной
части Алданского щита и мощностью 10-12 км, впервые была выделена в 1964 г. Л.И.
Салопом [12] и рассматривается как региональный представитель нижнего протерозоя
для Восточной Сибири [14]. Раннепротерозойское датирование удоканской серии за­
креплено в Решениях Четвертого межведомственного регионального стратиграфиче­
ского совещания по докембрию и фанерозою юга Дальнего Востока и Восточного За­
байкалья [6]. Интерес к удоканской серии проявлен и тем, что в ее верхней части (саку­
канская свита) размещены меденосные горизонты уникального удоканского месторо­
ждения.
Возрастные рамки удоканской серии фиксируются налеганием ее метаморфизованных пород на архейский фундамент с изотопными метками 2550-2700 млн. лет, про­
рыванием раннепротерозойскими гранитами кодарского комплекса (1950-1780 млн.
лет), чинейскими базитами (1870 млн. лет; этот возраст кристаллизации расплава, опре­
деленный U-Рb методом по акцессорному циркону из кварцевого-габбро-диорита, под­
твержден недавно [8]), а также возрастом метаморфизма самой верхней намингинской
свиты удоканской серии, определенной эрохроной в 1930 +- 101 млн. лет [6]. Верхняя
граница серии подчеркивается перекрытием ее пород, в том числе на гранитоды кодар­
ского комплекса (угловое несогласие) фаунистически охарактеризованными отложени­
ями венда-нижнего палеозоя (бараксанская свита).
Между тем, всем геохронологическим определениям противопоставляется
многочисленная биота, установленная во многих горизонтах удоканской серии и, преж­
де всего, в самой верхней кеменской подсерии. Фаунистические остатки (строматоли­
ты, микрофитолиты, микрофоссилии, различные следы жизнедеятельности, в том чис­
ле, проблематичные) и палеонтологические определения биоты свидетельствуют о ри­
фейском и даже вендском возрасте пород [2, 16].
Таким образом, существует противоречие по оценке возраста удоканской серии.
Последняя разделена на три подсерии (снизу): кодарская, чинейская и кеменская. В раз­
делении и объемах подсерий тоже существуют разночтения, особенно по нижней, наи­
более глубоко метаморфизованной части. Имеются вопросы и по верхней подсерии, в
связи с пересмотром процессов метаморфизма и отведению главенствующей роли ме­
тасоматозу в преобразовании пород (А.М. Оверчук, В.И. Травкин и др., 1988).
Между тем, проблему возраста удоканской серии можно разрешить историкогеологическими данными, оценив по-иному структурно-тектоническое положение под­
77
серий удоканского комплекса, опираясь при этом на объемную подвижность гранитои­
дов, а также динамометаморфическую модель расслоенности основных пород, учесть
описание новых таксонов удоканской биоты и установленных палеоэкосистем [2, 3, 15,
16].
Историко-геологический и структурно-тектонический анализ удоканской серии
и удоканского рифтогенного прогиба свидетельствуют, что формационные комплексы,
слагающие удоканскую серию не одновозрастны, как это принимается, а сформирова­
лись в разное время и в различном геодинамическом режиме. Это касается в основном
кеменской, верхней подсерии, где различия наиболее отчетливы и выражаются в следу­
ющем:
1. Резкое угловое несогласие и значительный перерыв между нижележащими от­
ложениями удоканского комплекса (чинейская посерия) и отложениями кеменской под­
серии (рис. 1), отмечаемое многими исследователями [1, 17], а в ряде мест-контакт тек­
тонический, надвиговый или с олистолитами в основании талаканской свиты;
Рис. 1. Стратиграфическая схема стратиграфии кеменской подсерии удоканской серии (комплекса)
2. Смена нижележащих граувакковых, с признаками вулканизма накоплений, ар­
козовыми;
3. Существенно разный тип метаморфизма, начальный зеленосланцевый в поро­
дах кеменской подсерии, амфоболитовый и выше - в подстилающих образованиях чи­
нейской и кодарской подсерий;
4. Следы оледенений (тиллиты) в кеменской подсерии, связываемые с космиче­
скими (катастрофическими) событиями) [13];
5. Резкое проявление сейсмичности (сейсмодислокации) в отложениях кемен­
ской подсерии (сакуканская свита), что подчеркивается многочисленными сейсмоген­
ными песчаниками [11];
78
6. Смена геодинамической обстановки, от обстановки задугового спрединга
(рифтинга) при формировании накоплений чинейской подсерии, преимущественно
сжимающими, коллизионными процессами (активная континентальная окраина) при
формировании кеменских накоплений. К этому же времени сменились области сноса, с
северо - и северо-восточных (чинейская подсерия) на преобладающие западные (кемен­
ская подсерия) [5], т.е. сменился структурный план региона и размыв пород существен­
но K-Na серии, в отличие от натровой подстилающей серии.
7. Различный вещественный и микрокомпонентный состав руд в промышленных
залежах кеменской и чинейской подсерий.
Раннепротерозойский возраст пород кеменской подсерии подчеркивается тем,
что интрузивные образования (гранитоиды кодарского и габброиды чинейского
комплексов) якобы «прорывают» метаморфизованные накопления кеменской подсерии
с образованием «роговиков» и «скарнированных» пород. Это кажущееся явление и объ­
ясняется следующим: изотопные датировки фиксируют время раскристализации магма­
тического очага, которое имеет место на больших глубинах. По геофизическим данным
это происходит на глубинах не менее 30 км (рис. 2) и связывается с функционировани­
ем здесь очагов кварц-диоритовой магмы, при перемещении которой в зоны разгрузки
тепла, посредством фильт-прессинга, произошел отжим легкоплавкой гранитной магмы
и ее отделение от реститовой анортозитовой «каши» (по А.С. Балуеву и др. 1977 [17].
Таким образом, и Чинейский габброидный массив и Кеменский гранитоидный - пред­
ставители единой габбро-анортозит-рапакивигранитной формации, кристаллизующейся
длительное время (десятки и более миллионов лет) в недрах Земли (рис. 3).
Последующее внедрение в «холодном» состоянии (эксгумация массивов) проис­
ходит уже после формирования пород кеменской подсерии, что объясняется объемной
подвижностью,
текучестью
(вязкостью)
магматических
пород
(реидной
подвижностью), диапиризмом (горизонтальные и вертикальные протрузии), имеющими
развитие в зоне надвигов в эпохи тектонической активизации и описанные в последнее
время во многих регионах [3, 4, 10, 17].
Таким образом, в формировании и становлении магматических массивов следу­
ет различать, по крайней мере, две даты, существенно отличные (до сотен миллионов
лет) по времени: первая связана со становлением массива (его кристаллизация на глу­
бине в первые десятки километров) как геологического тела, и вторая дата – выход гра­
витационный или тектонический (эксгумация) этого массива на поверхность или вбли­
зи таковой. Возможно выделение и третьей даты в геологической истории массивов:
это становление их как части рельефа уже в неоген-четвертичное время. Имеются и
другие трансформации в эволюционном развитии массива, связанные с его выходом на
поверхность и повторное погружение, как это имело место, например, с кодарскими
гранитоидами в мезозойскую активизацию и образованием юрско-меловых угленосных
впадин (Апсатской и Верхне-Каларской) на гранитном основании.
Экспонирование пород фундамента на дневную поверхность (гравитационное
или тектоническое) сопровождается различными структурно-вещественными преобразованиями, по которым оценивают характер и скорость эксгумации, с привлечением
также изотопных данных (изотопных систем) и численного моделирования. Так, на
основе данных по 40Ar/39Ar cистеме светлой слюды, по трекам распада и системе (UTh)/Не в цирконах и апатитах определены скорости эксгумации в Центральных Гимала­
ях в миоцене-плейстоцене, составляющие 1-3 и более 5 мм/год (Frits Harald et al 2007).
О протрузивном механизме внедрения свидетельствует и плитообразная форма
гранитоидов Кеменского массива и динамометаморфическая модель формирования
расслоенного Чинейского массива основных пород (массив как мантийный отторженец,
79
Рис. 2. Схема глубинного строения Коларо-Джугджурской зоны, по [17] с упрощением
1 – палеозойские гранитоиды (ингамакитский комплекс); 2 – песчаниковая формация (сакуканская
свита); 3 – алевролитопесчаниковая формация (талаканская свита); 4 – доломитоалевролитовая формация
(бутунская свита); 5 – песчанико-алевролитовая формация (александровская свита); 6 – алевролитопесча­
никовая формация (читкандинская свита); 7 – песчаникоаргиллитовосланцевая формация (нижняя часть
удоканской серии); 8 – гранитоиды кодарского комплекса; 9 – гранитоиды куандинского комплекса; 10 –
габброиды чинейского комплекса; 11 – перидотит-габбровая формация (олекмо-коларский комплекс); 12
– анортозитовая субформация; 13 – архейские образования; 14 – нерасчлененные раннедокембрийские
«гранулит-базитовые» образования; 15 – гетерогенные образования Станового складчатого пояса; 16 –
нормальная мантия; 17 – разогретый астенолит (аномальная мантия); 18 – участок земной коры повы­
шенной плотности, за счет внедрения основных и ультраосновных пород; 19 – Становой сутурный шов;
20 – надвиги; 21 – крутопадающие тектонические нарушения.
Цифры на разрезе – значения плотности в г/см3; М – поверхность Мохо.
перемещаемый в верхние части земной коры по глубинному надвигу), [17] вопреки су­
ществующим традиционным, магматическим представлениям.
Механическое и тектоническое внедрение интрузивных пород привели к образо­
ванию брахисинклинальной намингинской структуре, вмещающей Удоканское медное
месторождение и запрокидыванию южного борта складки (рис. 3).
«Холодное» внедрение представляется не «буквально», но температуры масси­
вов были существенно ниже температур раскристаллизации расплавов и образования
пород, а их механическое внедрение сопровождалось повышением температур (фрик­
ционный механизм), что приводило к образованию роговиков, скарнированию пород,
которые ошибочно воспринимаются как результат интрузивного воздействия, а не ре­
зультат фрикционного механизма. Последний может приводить к образованию даже
расплавов и дайковой серии пород [17].
Таким образом, породы габбро-анортозит-рапакивигранитного комплекса «вне80
Рис. 3. Схематический разрез Удоканского рифтогенного прогиба
(по материалам Р.Н. Володина и др., 1994 с изменением)
1 – четвертичные отложения Чарской впадины; 2 – габбро-нориты Чинейского массива; 3 – рапакивигранитный кодарский комплекс; 4 – гнейсо-граниты куандинского комплекса; 5-9 – отложения удо­
канского комплекса; 5 – намингинская свита и верхнесакуканская подсвита; 6 – средняя сакуканская
подсвита; 7 – нижняя сакуканская подсвита (талаканская свита); 8 – чинейская серия (нерасчлененная); 9
– кодарская серия (нерасчлененная); 10 – анортозиты каларского комплекса; 11 – архейский кристалли­
ческий фундамент; 12 – меденосный горизонт; 13 – тектонические нарушения; 14 – дайка габбро-диаба­
зов.
дрялись» в накопления кеменской подсерии, с видимым, ложным интрузивным воздей­
ствием. Изотопные отметки зафиксировали образования этого комплекса и пород на
глубине 10-15 км и ниже как геологических тел, внедрение же их произошло значи­
тельно позднее. Подобный механизм внедрения подтверждается компьютерным моде­
лированием диапиризма гранитной магмы в земной коре (глубина 38 км), всплыванием
диапира до уровня 15-16 км при снижении температуры и кристаллизации массива [7].
Более того, в рамках численного моделирования процессов петрогенезиса и геодинами­
ки проф. Л.Л. Перчуком (МГУ) впервые создана модель формирования гранитных ин­
трузий как продуктов эксгумации гранулитовых комплексов.
Существенное расхождение времени кристаллизации массива и выходом его на
поверхность объясняется еще и тем, что температура закрытия U-Pb системы состав­
ляет 940оС [7], которая фиксирует время образования минералов,а также существенным
расхождением длительности суток и календарного года современного и докембрийско­
го [9]. Изотопные датировки оперируют длительностью современного года, которая в
докембрии была иной. В этом и кроется расхождение с палеонтологическими данными,
которые показывают следующее: [2, 15, 16].
Удоканская биота в пределах рассматриваемой кеменской подсерии состоит из
2-х комплексов – дотиллитового (биота талаканской свиты) и посттиллитового (биота
намингинской свиты). Наиболее представительный комплекс органических остатков
талаканской свиты – следы жизнедеятельности и силуэты мягких тел, близкие к петало­
намам, детально описанные в [16]. Здесь же обнаружены плоские отпечатки, близкие к
эдиакарским дикинсониям (талаканиеллы), планолитесы. Характерной особенностью
биоты намингинской свиты – овальные слепки медузоидов Nimbia occlusa Fedonkin, по
доминированию которых (массовость находок остатков медуз) палеоэкосистемный
комплекс намингинской свиты назван нимбиевым [16]. Однако, в работе [18] многокле­
точные животные эдиакарского облика (медузоиды) рассматриваются как сложноорга­
низованные колонии одноклеточных организмов (бактерий, протистов, грибов), при
81
этом отмечается широкое развитие в намингинской свите микробиальных матов и
необычное (впервые) разнообразие дисковидных отпечатков.
Органические остатки встречены и в подстилающей, чинейской подсерии, в
частности, в отложениях бутунской свиты, палеоэкосистема которой отнесена к разря­
ду сложной комплексной, а по доминантам комплекса названа конофитоно-удокани­
евой [16] и является, очевидно, более древней.
Таким образом, кеменская подсерия мощностью 5-6 км удоканской серии
(комплекса) представляет собой самостоятельный цикл осадочной седиментации с
мощным меденакоплением и сформированный в рифей-вендское время (R3-V1). Цикл
отделен угловыми несогласиями (рис. 1) и может отвечать одной из орогенических фаз
«Каноны Штилле». Цикл сформирован в длительно и прерывисто развивающимся эпи­
кратонном рифтогенном прогибе по периферии Сибирского кратона, активность кото­
рого (прогиба) прослеживается на интервале более 2,0 млрд. лет.
Рифей-вендский возраст кеменской подсерии в отличие от изотопных данных
подчеркивается геолого-структурными и палеонтологическими данными, а также ана­
лизом объемной подвижностью и характером эксгумации магматических пород. К это­
му следует добавить и фациальную обстановку формирования продуктивных накопле­
ний сакуканской свиты-дельтовую, не характерную для раннего протерозоя. Хорошо
выраженные речные системы, с мощным накоплением дельтовых осадков типичны для
раннего палеозоя.
Длительное пребывание гранитоидов кодарского комплекса, как геологических
тел на глубине, подчеркивается и тем, что одновозрастных с гранитоидами вулканитов
в регионе не зафиксировано, даже с учетом глубины эрозионного среза. Вулканическая
же деятельность обычно сопровождает интрузивную и корни ее располагаются на глу­
бинах 10-15 км, т.е. во время пребывания гранитоидов на глубине, на поверхности шло
формирование накоплений в том числе меденосных кеменской подсерии. «Холодное»
внедрение гранитоидов произошло очевидно в предвендское время и было достаточно
стремительным, поскольку мощная кора выветривания по гранитоидам отсутствует
(даже в предюрское время-Апсат), какова должна была бы быть, если бы внедрение
произошло в раннем протерозое.
Эрозионная деятельность, и достаточно представительная, имела место после
формирования намингинской мульды (рис. 3), в неоген-четвертичное время. По скром­
ным оценкам эрозионному срезу подверглось не менее 20% запасов меди Удоканского
месторождения.
Список литературы
1. Бурмистров В.Н. Строение и состав кеменской серии удоканского комплекса Восточной Сибири //
Геология и геофизика. – 1990, № 3. – С. 26-34.
2. Вильмова Е.С. Докембрий и нижний палеозой Кодаро-Удоканского прогиба Северного Забайкалья
(проблемы биостратиграфии). Автореф. диссертации к.г-м.н., Магадан. – 1995. – 25 с.
3. Леонов М.Г., Морозов Ю.А., Никитин А.В. Постумная тектоника и механизм эксгумации гранитоидных
массивов (на примере Прибайкалья и Тянь-Шаня) // Геотектоника. – 2008. - № 2. – С. 3-31.
4. Паталаха Е.И. О дифференциальной подвижности совместно деформируемых разнородных геологи­
ческих тел, ее причинах и следствиях (вязкостная инверсия) // Геотектоника, 1971. - № 4. – С. 15-21.
5. Подковыров В.Н., Котов А.Б. и др. Источники и области сноса раннепротерозойских терригенных по­
род удоканской серии южной части Кодаро-Удоканского прогиба: результаты Sm-Nd изотопно-геохими­
ческих исследований // Докл.РАН, 2006. – т.408. - № 2. – С. 223-227.
6. Покровский Б.Г., Григорьев В.С. Новые данные о возрасте и геохимии изотопов Удоканской серии,
нижний протерозой Восточной Сибири // Литол. и полезн. ископаемые. 1995. - № 3. – С. 273-283.
7. Полянский О.П., Коробейников С.Н. и др. Компьютерное моделирование диапиризма гранитной магмы
в земной коре // Докл.РАН. – 2009. – т.429, № 1. – С. 101-105.
8. Попов Н.В., Котов А.Б. и др. Возраст и тектоническое положение Чинейского расслоенного массива
(Алданский щит) // Докл. РАН. 2009. – т.424. - № 4. – С. 517-521.
9. Салихов В.С. К проблеме геологического времени // Геол. журнал. – 1989. - № 1. – С. 65-69.
82
10. Салихов В.С. Объемная подвижность гранитоидов и их эксгумация (на примере массива «Сосновый
Бор», Центральное Забайкалье) // Вестник ЧитГУ, 2009. - № 6 (57). – С. 64-73.
11. Салихов В.С. Удокан – как следствие природной геологической катастрофы // Докл. РАН. – 2000. –
т.374. - № 5. – С. 657-659.
12. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. Т.1. М.: Недра, 1964. – 515 с.
13. Салоп Л.И. Геологическое развитие Земли в докембрии. Л.: Недра. – 1982. – 343 с.
14. Семихатов М.А., Шуркин К.А. и др. Новая стратиграфическая шкала докембрия СССР // Изв. АН
СССР. Сер. Геол. 1991. № 4. С. 3-13.
15. Синица С.М. Проблема удоканской биоты Кодаро-Удоканского района Забайкалья // Проблемы рудо­
образования, поисков и оценки минерального сырья. – Новосибирск: наука. – 1996. – С. 177-181.
16. Синица С.М., Вильмова Е.С., Туранова Т.К. Протерозойские экосистемы удоканского комплекса /В
кн. Удокан: Геология, рудогенез, условия образования. – Новосибирск: наука. – 2003. – С. 26-42.
17. Татаринов А.В., Яловик Л.И., Чечеткин В.С. Динамометаморфическая модель формирования рассло­
енных массивов основных пород (на примере Чинейского в Северном Забайкалье). – Новосибирск: Издво СО РАН. – 1998. – 120 с.
18. Терлеев А.А., Постников А.А. и др. Раннепротерозойская биота из удоканской серии западной части
Алданского щита // В сб. «Эволюция биосферы и биоразнообразия», к 70-летию А.Ю. Розанова. М.: Т-во
научных изданий КМК. – 2006, С. 271-281.
СТРАТИГРАФИЯ, ПАЛЕОНТОЛОГИЯ И ПАЛЕОРЕКОНСТРУКЦИИ
ВЕРХНЕГО МЕЗОЗОЯ БАЛЕЙСКОГО РУДНОГО ПОЛЯ
С.М. Синица1, Е.С. Вильмова2
1
ИПРЭК СО РАН, Чита, sinitsa-sm@rambler.ru; 2СВГУ, Магадан, udokania@mail.ru
Балейское малоглубинное месторождение золота приурочено к Балейскому грабену, выполнен­
ному отложениями, которые по органическим остаткам и присутствию маркирующего горизонта - из­
вестняков-ракушняков - сопоставляются с лесковской толщей Лесковского, Шивиинского и Оноховского
грабенов. Лесковская толща охарактеризована видами-индексами тургинского комплекса, что позволяет
коррелировать ее с тургинской свитой, возраст которой дикуссионен: конец юры-начало мела или только
ранний мел. Золотое оруденение приурочено к отложениям лесковской толщи, т.е. к этапу грабенооб­
разования.
Малоглубинные рудные месторождения золота Забайкалья издавна привлекали
внимание геологов. К таким месторождениям относится Балейское, расположенное в
зоне Ундинской депрессионной структуры Забайкалья, составными частями которой
являются юрские прогибы Нижне-Ундинский, Караксарский и Шадоронский и нало­
женная Ундино-Даинская впадина, которая в свою очередь усложнена Лесковским,
Лукиинским и Шивиинским грабенами. За ее пределами известны Балейский и Оно­
ховский грабены [1]. Все грабены выполнены континентальными отложениями, страти­
графия которых, их фациальный состав, палеонтологическая характеристика, относи­
тельный возраст, корреляция с отложениями сопредельных структур, локализация и
возраст золотого оруденения до сих пор являются предметом дискуссий. Особенности
стратиграфии Балейского грабена невозможно рассматривать в отрыве от стратиграфии
Шадоронского прогиба, наложенной Ундино-Даинской впадины и остальных грабенов.
Шадоронский прогиб, представляющий собой вулканарий с долинами рек и мелкими
озерами, выполнен образованиями шадоронской серии, отнесенной к андезитовой фор­
мации [7]. Первоначальное расчленение серии провели в 1961 г. В.Д. Гунбин и Л.Ф.
Чербянова, выделив три толщи вулканитов и туфогенно-осадочных пород (коро­
винская, алиинская и такшинская). Толщи сложены резко асимметричными циклитами
[4]: конгломераты (до 700 м) - песчаники с прослоями алевролитов (до 45 м); в разрезах
алиинской и такшинской толщ появляются вулканиты. Редкие прослои алевролитов со­
держат массовые напластования растительных остатков Czekanowskia, Phoenicopsis,
Pityophyllum, Coniopteris, Heilungia, Podozamites с редкими двустворками Arguniella,
Subtilia, Micromelania (коровинская толща) [2] или с остатками жуков Memptus, Dzere­
gia, Hydrobiites и клопов Saldonia (такшинская толща) [8]. Состав фитоориктоценозов
позволяет определить смену болотного чекановскиевого леса склоновым хвойным.
83
Анализ фаций, асимметрия циклитов, органические остатки указывают, что в шадо­
ронское время седиментация протекала в условиях залесенной долины галечной реки,
изобилующей протоками, мелкими озерками и конусами выноса пролювия. Начиная с
алиинского времени, фиксируется деятельность таких палеовулканов как Голго­
тайский, Буторовский, Оноховский, Ундинский и др. Молодой вновь созданный вулка­
нический рельеф интенсивно разрушался реками и временными водотоками. Возраст
отложений серии определен по данным изучения насекомых, двустворок и растений
как средне-позднеюрский.
В поздней юре на северо-западе Шадоронского прогиба возникает Ундино-Да­
инская кальдера обрушения [7], выполненная отложениями ундино-даинской серии.
Стратотипом серии являются разрезы тергенской, глушковской и чалунихинской свит,
выделенные на правом берегу р.Унды от с. Тергень до с. Унда. Для тергенской и глуш­
ковской свит установлены трансгрессивные ряды симметричных и асимметричных
трехчленных циклитов: конгломераты (2-700м) - песчаники (до 150м) – алевролиты с
аргиллитами (до 25м). Особенностью разреза является появление пачек (до 75м) крас­
ных, желтых и белых тонко горизонтально-слойчатых кремнисто-глинистых пород, ли­
шенных органических остатков (опалиты) и выделенных в качестве маркирующих го­
ризонтов. Доминантами среди органическимх остатков являются хвощи, захороняющи­
еся в виде фрагментов стеблей, узлов, корневой системы с клубеньками – Equisetum un­
dense (хвощевая почва), редки двустворки Arguniella, Musculiopsis, насекомые Hy­
drobiites, Mesopanorpa, Proameletus, Sinitsia и др., домики ручейников Terrindusia, Fo­
lindusia, мелкие створки конхострак Paleoleptestheria, Palaeolynceus, панцири щитней
Prolepidurus, фрагменты тел анострак Chirocephalus; редки створки остракод Darwin­
ula, крайне редки иголки хвойных Pityophyllum и семена Schizolepis. Большие мощно­
сти псефитов, цикличность разреза, появление пачек опалитов, широкое развитие хво­
щевых почв и временных обитателей вулканических озер (щитни, конхостраки, ано­
страки, насекомые) – отличительные признаки отложений тергенской и глушковской
свит. Для палеонтологических комплексов выделены виды и роды-индексы - насеко­
мые Proameletus - Sinitsia, щитни Prolepidurus, конхостраки Sinoestheria, слагающие
основу позднеюрского ундино-даинского комплекса. Опалиты считаются продуктами
сольфатаро-фумарольных процессов в кальдерах [5].
Завершает ундино-даинскую серию чалунихинская свита, состоящая из трех­
членных циклитов: псефиты (до 25 м) - песчаники (до 5 м) - алевролиты (1-8 м) с двумя
прослоями тонкообломочных туфов (7,3 м и 5,3 м). В алевролитах обнаружены единич­
ные остатки насекомых Memptus, Flexoperla, Sinitsia. Отложения чалунихинской свиты
накапливались в долине галечной реки с небольшими аллювиальными озерами и с
разовыми привносами тонкого пирокластического (вероятно, эолового) материала. От­
ложения шадоронской и ундино-даинской серий в конце юры интенсивно разрушались
временными водотоками и пролювиальный материал сносился в озера вновь образован­
ных грабенов.
В Лесковском грабене, расположенном на западной окраине Ундино-Даинской
впадины, известно два разреза: северный у с. Лесково и южный у с. Унда на правом бе­
регу р.Унда. Наиболее полно изучен южный разрез, расчлененный на две пачки. Ниж­
няя пачка (до 45 м) представлена трехчленными циклитами: конглобрекчии (35-0,50 м),
состоящие из галек и обломков подстилающих эффузивов шадоронской серии (андези­
тов, дацитов) и розоватых туфоалевролитов с хвощевой почвой (до 10 см) ундино-да­
инской серии в песчано-глинистом цементе, которые сменяются песчаниками (2-0,5м)
и затем алевролитами (5-1 м). В песчаниках обычны пластовые захоронения раковин
остракод Torinina, Daurina, гастропод Radix, единичных костей осетровых рыб
Stichopterus; реже встречаются карбонатные конкреции с конхостраками Defretinia и
84
растительным детритом. Среди алевролитов верхнего циклита появляются маломощ­
ные мергели и известняки-ракушняки (30 см), состоящие из остракод Torinina, Daurina,
Mongolianella, гастропод Radix, двустворок Limnocyrena. Редки кости осетровых рыб
Stichopterus, стебли хвощей Equisetum и веточки мхов Muscites. Верхняя пачка (50 м)
представлена нечеткими циклитами: песчанистые алевролиты - алевролиты-аргиллиты
(от мм до 10 см). Редки тонко горизонтально-слойчатые аргиллиты типа «бумажных
сланцев» (5-10 см) с единичными скелетами рыб Lycoptera middendorfii. В алевролитах
редки двустворки Arguniella и конхостраки Bairdestheria; более многочислены жукискарабеиды Geotrupoides, Blateridae, Euprescidae и другие насекомые Haglidae, Heter­
optera, Neuroptera, Diptera (Tipuloidea), домики ручейников Terrindusia, Folindusia, Os­
tracindusia, Secrindusia, кости осетровых Stichopterus и костистых рыб Lycoptera, расти­
тельные остатки Equisetum, Pityophyllum, Pseudolarix, Pityospermum, Pityolepis, Carpo­
lithes и др. Общая мощность разреза свыше 90 м. Среди органических остатков нижней
пачки доминантами являются остракоды даурины и торинины, в конкрециях найдены
конхостраки дэфретинии, что свойственно для переходных горизонтов между ундинодаинской серией и тургинской свитой (дэфретиниевые слои усть-карской свиты УстьКарской впадины, церенский и гардинские разрезы тургинской свиты Южно-Аргун­
ской впадины и др.). Органические остатки верхней пачки содержат роды-индексы тур­
гинского комплекса как Bairdestheria-Lycoptera. Маркирующим горизонтом нижней
пачки являются известняки-ракушняки, верхней - «бумажные сланцы». Отложения Ле­
сковского грабена выделены в лесковскую толщу, которая коррелируется с тургинской
свитой и возраст которой – конец юры и самое начало раннего мела. Седиментация в
Лесковском грабене началась с формирования конусов выноса временными водотока­
ми, питающих крупное озеро, которое периодически становилось закрытым с прекра­
щением подачи кластического материала (накопление известняков-ракушняков) или
открытым - с появлением соединяющих рек (исчезновение карбонатов, появление
остатков осетровых рыб). Отложения лесковской толщи с местным несогласием пере­
крываются конгломератами с прослоями песчаников, условно относимыми к кутинской
свите.
К лесковской толще отнесены отложения Шивиинского грабена, расположенно­
го на крайнем северо-востоке Ундино-Даинской впадины в междуречье Жидка-Курен­
га. В разрезе выделяются два мезоциклита: для нижнего (120 м) установлен маркирую­
щий горизонт лесковской толщи - известняки-ракушняки с остракодами и гастропода­
ми (скв. 184); для верхнего (200 м) - «бумажные аргиллиты» с рыбами Lycoptera, конхо­
страками Estherites, разнообразными насекомыми и хвойными Pseudolarix, Archeolarix
(урочище Толстый Мыс по р. Шивия).
Отложения Оноховского грабена, расположенного за пределами Ундино-Да­
инской впадины на левом берегу р.Унда примерно в 8 км к югу-юго-западу от с. Унда,
вскрывались скважинами как 2778, 2795, 2772 и др., в низах которых развиты глыбовые
брекчии (свыше 500 м), залегающие на гранитах и содержащие глыбы (до 100 м) грани­
тов, эффузивов и черных алевролитов с плоскими следами илоедов Ononolithos (мор­
ская нижняя юра) в глинистом цементе. С глыбовыми брекчиями переслаиваются туфо­
конгломераты (до 62 м), состоящие из валунов (до 30 см) и галек тех же пород в туфо­
вом или глинистом цементе. На глыбовых брекчиях залегает неясно цикличная пачка
(30-100м) конглобрекчий, гравелитов и песчаников, сменяющаяся вверх по разрезу
цикличной толщей (свыше 265 м) песчаников и алевролитов (до 5-10 м), среди которых
встречены маркирующие горизонты лесковской толщи Лесковского грабена – извест­
няки-ракушняки (до 50 см), состоящие из остракод Torinina, Daurina, Mantelliana и ред­
ких гастропод Radix. В алевролитах с этими же остракодами встречаются остатки насе­
комых: жуки Соleoptera, домики ручейников Terrindusia, Folindusia, Ostracindusia,
85
Conchindusia, Secrindusia, кости осетровых рыб Stichopterus, расттельные остатки Hep­
aticites, Еquisetum, Pityophyllum, Pseudolarix, Archaeolariх, Pityolepis, Pityocladus. Отло­
жения грабена коррелируются с лесковской толщей по общим маркирующим гори­
зонтам – известнякам-ракушнякам, комплексам насекомых и растений. Седиментация в
Оноховском грабена началась с формирования мощных глыбовых брекчий - коллю­
виальных свалов разрушающихся крутых бортов обрамления грабена в сейсмической
зоне Восточно-Агинской сигмоиды [3], которая сменилась накоплением речных и озер­
ных отложений.
Стратиграфия и структурные особенности Балейского грабена детально изучены
в связи с расположением в его пределах Балейского золоторудного месторождения. По
данным Ю.И. Симонова и др. [1], отложения грабена расчленены на балейскую серию
(верхняя юра-нижний мел) и новотроицкую свиту (нижний мел). Балейская серия со­
стоит из нижнебалейской свиты конгломератов с редкими прослоями песчаников и
алевролитов; среднебалейской свиты песчаников с прослоями гравелитов, конгломера­
тов, алевролитов, маломощных пепловых туфов кислого состава и верхнебалейской
свиты конглобрекчий, гравелитов, песчаников, алевролитов с редкими прослоями ту­
фов среднего состава. По мнению Ю.И. Симонова и др., к нижнебалейской свите отно­
сятся отложения правого берега р.Унда у с. Тергень (шадоронская серия) и у с. Жидка
(ундино-даинская серия). Такая корреляция не подтверждалась ни литологическими, ни
палеонтологическими данными, так как в разрезе лесковской толщи отсутствуют опа­
литы и эффузивы, а ее органические остатки содержат виды-индексы тургинского
комплекса, а не шадоронского или ундино-даинского.
В 1980-1983гг. проводились биостратиграфические исследования отложений
Балейского грабена. В качестве опорного был взят разрез скв. 1817, где на гранитном
фундаменте залегают туфы, туфопесчаники и туфоалевролиты (324 м), перекрывающи­
еся толщей терригенных циклитов (свыше 250м). В основаниях терригенных циклитов
- валунно-галечные конгломераты (до 6 м) с валунами и галькой черных алевролитов
морской нижней юры, гранитов, эффузивов, кварца с турмалиновыми выделениями (до
15 см) в дресвянистом заполнителе и глинистом цементе, переходящие в песчаники
(0,50-16 м), верхи циклитов слагают алевролиты (до 3 м) с известковистыми слойками.
По разрезам скв. 1817, 1902, 2035, 1827 в алевролитах и известняках-ракушняках (до 10
см) обнаружены многочисленные створки и раковины остракод Darwinula, Cypridea,
Torinina, Daurina, Mantelliana, Lycopterocypris с редкими раковинами гастропод
Probaicalia. В алевролитах встречаются единичные домики ручейников Terrindusia, Fo­
lindusia, обычны остатки листьев хвойных Pseudolarix, Archaeolarix, Pityophyllum и се­
мена Carpolithes. Отложения Балейского грабена по присутствию маркирующего слоя –
известняков-ракушняков, общего состава остракод, гастропод, насекомых и растений с
появлением видов-индексов тургинских комплексов сопоставляются с лесковской тол­
щей Оноховского, Лесковского и Шивиинского грабенов, а не с более древними унди­
но-даинскими и шадоронскими образованиями.
Следовательно, в разрезе грабенов Ундинской структуры присутствуют только
отложения лесковской толщи, которые по палеонтологическим данным коррелируются
с тургинской свитой (конец юры-начало мела или только ранний мел). Золотая минера­
лизация приурочена в основном к отложениям этой толщи, т.е. к этапу образования
грабенов, развитых в зоне сочленения Борщевочного (Борщевочное поднятие) и Ун­
динского разломов (Ундино-Даинская впадина).
Список литературы
1. Балейское рудное поле. М.: ЦНИГРИ, 1984. - 270 с.
2. Гунбин В.Д., Синица С.М. Первая находка фауны в отложениях шадоронской серии (Восточное За­
байкалье) // Записки Забайк. отд. Географ. об-ва СССР. Чита, 1969. Вып.6, часть 1. - С. 50-51.
86
3. Геологическое строение Читинской области. Объяснительная записка к геологической карте масштаба
1:500000. Чита, 1997. - 239 с.
4. Карогодин Ю.Н. Четыре основных правила выделения мезоциклитов (структурный аспект) // Проблем­
ные вопросы литостратиграфии. Новосибирск: Наука, 1980. - С. 5-13.
5. Малеев Е.Ф. Вулканиты. М.: Наука, 1975. – 256 с.
6. Синица С.М. К биостратиграфии верхнего мезозоя Забайкалья. Чита, изд-во Заб. Фил. Географ. об-ва
СССР, т.V, вып.1, 1969. - С. 3-10.
7. Синица С.М., Старухина Л.П. Новые данные и проблемы стратиграфии и палеонтологии верхнего ме­
зозоя Восточного Забайкалья // Новые данные по геологии Забайкалья. М.: Геолфонд РСФСР, 1986. - С.
46-51.
8. Юрские континентальные биоценозы Южной Сибири и сопредельных территорий. М.: Наука, 1985. Т.
213. – 199 с.
НОВЫЕ ДАННЫЕ О ВОЗРАСТЕ БАЙН-ЦАГАНСКОЙ СВИТЫ
(ВОСТОЧНОЕ ЗАБАЙКАЛЬЕ)
Н.Г. Ядрищенская1, И.В. Полуботко2, А.В. Куриленко1, Н.И. Раитина1, П.Г. Соломонов1
1
ФГУГП «Читагеолсъемка», Чита, Alena_Kurilenko@mail.ru; 2ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург
Приведены новые данные по палеонтологическому обоснованию возраста триасовых отложений
района озер Байн-Цаган и Барун-Торей, выделенных предшественниками в байн-цаганскую свиту.
Уточнена структура свиты, подразделяемой на две подсвиты: нижнюю - существенно песчаниковую и
верхнюю - алевро-псаммитовую с базальным горизонтом псефитовых пород в основании. Для свиты
впервые выделено два комплекса двустворчатых моллюсков, позволивших датировать нижнюю подсви­
ту поздним ладином (?), верхнюю - ранним карнием.
Байн-цаганская свита закартирована в небольшом тектоническом блоке на юге
Забайкальского края в районе озёр Байн - Цаган и Барун – Торей (рис. 1). Триасовые
образования в этом районе впервые выделены из состава условно каменноугольной
песчаниково-сланцевой толщи Н.Л. Кудрявцевой в 1945 г., на основании находок А.М.
Абатуровым позднетриасовых моллюсков Halobia ex gr. zitteli Lindstrom. В 1959 г. В.А.
Амантов и О.Н. Зорина повторили находки фауны в районе пади Шевертуй (южнее оз.
Байн-Цаган). Л.Д. Кипарисова определила в коллекции В.А. Амантова двустворчатые
моллюски Halobia ex gr. zitteli Linds., H. ex gr. austriaca Mojs., аммоноидеи Sirenites?
sp.indet., брахиоподы Spiriferina sp. indet. и отнесла вмещающие их отложения к кар­
нийскому ярусу. Поле распространения отложений, вмещающих триасовую фауну, В.А
Амантов [1] предложил выделить в байн-цаганскую свиту, а терригенные породы раз­
витые восточнее, отнес к нерасчленённым агинской и зуткулейской свитам.
По данным Л.Ф. Чербяновой и др., проводивших в районе геологосъемочные ра­
боты масштаба 1:200000, современное поле развития триасовых отложений также было
разделено на две толщи (рис. 2). Верхняя соответствовала байн-цаганской свите, выде­
ленной В.А. Амантовым, представляла собой фрагмент северо-западного крыла син­
клинальной структуры и простиралась узкой полосой от оз. Байн-Цаган до границы с
Монголией. Байн-цаганская свита датировалась карнийским веком позднего триаса на
основании находок фауны в районе пади Шевертуй. Нижняя толща по литологическо­
му сходству сопоставлялась с акша-илинской серией верхней перми, трактовалась как
моноклиналь и простиралась от оз. Ходатуй до оз. Барун-Торей. С байн-цаганской сви­
той граничила по тектоническому контакту.
При подготовке листа M-50-XIV к изданию (1969) Н.А. Трущёва отнесла обе
толщи к байн-цаганской свите верхнего триаса, расчленив её на три подсвиты. Нижняя
подсвита сложена песчаниками и алевролитами и содержит горизонт с морской фауной
(падь Шевертуй) карнийского возраста. Средняя подсвита включает песчаники с редки­
ми прослоями алевролитов. Верхняя - представлена чередованием песчаников и алевро­
литов с пачкой грубого ритмичного переслаивания плохосортированных песчаников,
87
гравелитов и конгломератов в низах разреза.
При составлении Геологической карты Читинской области масштаба 1:500000
[3], верхнетриасовые образования района озер Байн-Цаган и Барун-Торей отнесены к
низам могойтуйской серии норийского яруса, средняя и верхняя части которой распро­
странены в северной части Агинской зоны.
Т.М. Окунева и Б.И. Олексив, при разработке стратиграфической схемы верхне­
триасовых отложений Восточного Забайкалья [8], на территории Читинской области
выделили нижненорийские, средненорийские и верхненорийские отложения. Т.М. Оку­
нева переопределила образцы из коллекции В.А. Амантова, Л.Д. Кипарисовой и Л.Ф.
Чербяновой как аммоноидеи Pterosirenites sp.indet. [8], позднее Norosirenites? sp.indet.
[2, с. 502] и двустворки Indigirohalobia cf. indigiresis (Popow), Halobia cf. aotii Kobayashi
et Ichikawa, что определяло ранненорийский возраст отложений (зоны Halobia kawadai
и Halobia aotii по двустворкам, Norosirenites по аммонитам). В схеме верхнетриасовых
отложений Забайкалья [8] и легенде Даурской серии листов Государственной геологи­
ческой карты РФ (Е.В. Нечепаев, С.Н. Пехтерев, 1998) байн-цаганская свита принята в
составе двух подсвит: нижней - псаммито-алевритовой и верхней - псефито-псаммито­
вой, коррелируемых с первомайской свитой междуречья рек Ага и Ингода.
При подготовке к изданию геологической карты листа М-50 масштаба
1:1000000/3, верхнетриасовые отложения Торейской и Пришилкинской подзон
рассматривались производными единого палеобассейна с общей историей развития и,
следовательно, единой стратиграфической схемой. Разрез района оз. Байн-Цаган отне­
сен к первомайской свите [4].
88
В 2007-09 гг. отложения байн-цаганской свиты изучались авторами в составе
Цасучейской партии, проводившей геологическое доизучение площади масштаба
1:200000. Собраны многочисленные и разнообразные фаунистические остатки из ранее
известных и новых местонахождений. Они представлены двустворчатыми моллюска­
ми, гастроподами, брахиоподами, криноидеями, мшанками, трубчатой фауной и хода­
ми илоедов. Выявлен комплекс миоспор, датирующий вмещающие отложения поздним
триасом. Отложения свиты смяты в пологие складки с углами на крыльях в 20-40°,
осложненные мелкими складками второго порядка и тектоническими нарушениями
сбросового характера. Свита расчленена на две подсвиты (рис. 3, 4).
Н и ж н я я п о д с в и т а мощностью более 900 м сложена песчаниками, пре­
имущественно мелкозернистыми, с маломощными, часто линзующимися, прослоями
алевролитов. Наиболее полный разрез описан на водоразделе падей Верхний Убудук и
Батуй, где снизу вверх залегают:
1. Песчаники серые со слабо зеленоватым оттенком, мелкозернистые с редкими
прослоями средне-, крупнозернистых разностей (мощностью первые метры) и мало­
мощными линзами темно-серых алевролитов (мощностью 1-2 см). Песчаники часто
имеют «крапчатый» облик, обусловленный примесью зёрен (до 1 мм) полевых шпатов
и кислых эффузивов, а также угловатых обломков (до 5 мм) алевролитов и аргиллитов,
составляющих 5-7% от всего объёма породы .…………………………………более 350 м
2. Переслаивание мелкозернистых песчаников и алевролитов с единичными лин­
зующимися прослоями (мощностью 1-5 м) средне- и крупнозернистых песчаников, ла­
терально замещающихся гравелитами и гравийно-мелкогалечными конгломератами с
заполнителем из разнозернистых плохосортированных песчаников. В последних обна­
ружены многочисленные фаунистические остатки, представленные двустворчатыми
моллюсками (определение И.В. Полуботко) Daonella? cf. parva Korch., D.? cf. subtenuis
Kittl, Primahalobia sp.indet., Palaeonucula cf. triassica Kur., Palaeopharus? sp.indet., Dac­
ryomya skorochodi (Kipar.), D. polaris (Kipar.), Bakevellia (Boreiobakevellia)? cf. bennetti
(Bohm), juv., Malletia? sp. indet. (M. pseudopraecursor Kur.), Cardinioides ex gr. fidus Kur.,
Neoschizodus sp.indet., Taimyrodon ? sp.ind. (T. olenekensis (Kipar.)), Janaija? cf. nikolaevi
Kur., Magnolobia? cf. distincta Kur. et Trusch.; брахиоподами (определение А.М. Попова)
Euxinella sp., ?Murihikurhynchia sp., ?Pseudolepismatina sp., ?Kolymithyris sp.; мшанками
(определение Л.И. Попеко) Trepostomida, криноидеями (определение А.В. Куриленко)
Isocrinus sp., Pentacrinus sp., гастроподами, трубчатой фауной Laevidentalium sp. и рас­
тительным детритом. В алевролитах также встречены редкие остатки двустворчатых
моллюсков: Daonella? cf. parva Korch., Primahalobia sp.indet., Magnolobia? cf. distincta
Kur. et Trusch. …………………………………………………………………………….50 м
3. Песчаники серые мелкозернистые, реже мелко-среднезернистые, неслоистые,
окварцованные с редкими прослоями (первые метры) темно-серых алевролитов …500 м
В е р х н я я п о д с в и т а представлена двумя пачками. Нижняя пачка - грубо­
го чередования плохосортированных песчаников, гравелитов и конгломератов (400 м);
верхняя - алевролитов и мелкозернистых песчаников, переслаивающихся между собой
примерно в одинаковом соотношении (более 700 м).
Сводный разрез составлен на водоразделах падей Верхний Убудук - Батуй и
Тайлага - Манцарашкина. На мелкозернистых песчаниках нижней подсвиты залегает
пачка 1, (слои 1-5, снизу вверх):
1. Конгломератобрекчии мелкогалечно-щебневые, с постепенным переходом за­
мещающиеся гравелитами и гравелистыми плохосортированными песчаниками, содер­
жащими мелкую (до 3см) гальку………………………………………………………..10 м
89
Рис. 3. Схематичекая геологическая карта района озер Байн-Цаган и Барун-Торей
(Торейская подзона)
УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ:
1 –отложения квартера, 2 - отложения неогена, 3 – тургинская свита (К 1 tr), 4 – нижняя подсвита байн-ца­
ганской свиты (T2?bč1), 5 – верхняя подсвита байн-цаганской свиты (T3 bč2), 6 – нижнеононская подсвита
(Son1), 7 – агинско-борщовочный динамометаморфический комплекс, 8 - грано-диориты (νδJ2-3š1);
9 – горизонты конгломератов, 10 – разрывные нарушения, 11 – элементы залегания, 12 – границы несо­
гласного залегания стратиграфических подразделений, 13 – линия разреза, 14 – места находок фауны.
90
2. Песчаники мелко- среднезернистые, «крапчатые», с редкими прослоями
алевролитов и аргиллитов мощностью от 3 до 5 м. В кровле содержат редкую мелкую
гальку …………………………………………………..………………………………………
90 м
3.
Гравелиты
по
простиранию
замещающиеся
мелкогалечными
конгломератами………………………………………………………………………………
…………..10 м
4. Песчаники от мелко- до среднезернистых, с постепенными переходами в тон­
козернистые и единичными прослоями (первые метры) алевролитов. Местами в песча­
никах отмечаются мелкие (1-2 см) обломки алевролитов…………………………….280 м
5. Гравелиты с хорошо окатанной мелкой (до 2 см) галькой, замещающиеся по
простиранию песчаниками крупно-грубозернистыми …….…………………………..12 м
6. Пачка (2) переслаивания мелкозернистых песчаников и алевролитов (мощ­
ность прослоев от первых метров до первых десятков метров), в низах с обильными
остатками фауны, представленной двустворками: Primahalobia talajaensis primorica
(Polub. et Zharn.), P. zhilnensis (Polub.), Taimyrolobia? cf. tsvetkovi Kurushin , Janopecten
cf. korkodonensis (Polub.), Mytilus cf. anceps Kur., Palaeonucula? sp., Asoella? sp. indet.;
брахиоподами: Moisseievia moisseievi Dagys, Omolonella omolonensis Moisseiev, Zug­
mayerella inaeuiplicata Dagys, ?Zugmayerella sp., Sinuplicorhynchia sp. (S.? kegalensis
Dagys), ?Fussirhynchia sp., Rhaetina turcica (Bittner), Lepismatina cf. austriaca (Suess),
Euxinella sp., ?Clavigera sp., ?Kolymithyris sp. ?Omolonella sp., ?Neoretzia sp., криноидея­
ми Isocrinus sp., гастроподами, трубчатой фауной Laevidentalium sp. и ходами ило­
едов……………………………………………………………………………………...…700
м
Коллекция двустворчатых моллюсков изучена И.В. Полуботко, выделившей два
комплекса фауны. Представительный комплекс двустворок собран из нижней подсвиты
(водораздел верховьев падей Батуй и Верхний Убудук, т.н. 3105, 2568, рис. 4, табл.).
Остатки галобиевидных двустворок отнесены к среднетриасовым (позднеладинским)
родам Daonella и Magnolobia и сопоставлены с весьма близкими по характеру ребри­
стости и размерам видами (D. parva, D. subtenuis, M. distincta), которые известны из
верхов ладинского яруса Северного Приохотья (бассейн р. Вторая Сентябрьская) и бас­
сейна р. Колыма (р. Джугаджак). Моллюски Dacryomya skorochodi и D. polaris - самые
многочисленные в этом комплексе, а также сопутствующие им двустворки, условно от­
несенные к родам Cardinioides, Neoschizodus, Taimyrodon, Janaija и др., весьма харак­
терны для интервала поздний ладин – ранний карний Таймыра (мыс Цветкова), ЛеноАнабарского междуречья, Верхоянья, бассейна Индигирки, Северного Приохотья и
Приморья.
Комплекс двустворок из верхней подсвиты (водораздел падей Тайлага и Холуй,
т.н. 3099 - 3101, рис. 4, табл.). представлен тремя видами галобиид (Primahalobia tala­
jaensis primorica, P. zhilnensis, Taimyrolobia? cf. tsvetkovi ), отпечатками правой и левой
створок Janopecten cf. korkodonensis и створкой Mytilus ex. gr. anceps. Cледует отметить,
что галобииды имеют исключительно важное значение для биостратиграфии бореаль­
ных регионов, к которым в триасе относилось и Восточное Забайкалье. Эти подвижнобентосные пелагические двустворки обладали высокой скоростью эволюционных изме­
нений, слабой зависимостью от фаций и наряду с монотидами, сменившими их в биоце­
нозах в среднем нории, приобрели значение ортофауны в биостратиграфии Бореально­
го триаса. В настоящее время по этой группе разработана параллельная зональная шка­
ла верхнего триаса, скорреллированная с региональной аммоноидной шкалой [6, 7].
На рубеже ладин – карний в составе галобиид происходит активная радиация и
родообразование, отраженное в филогенитической последовательности: Daonella →
92
Magnolobia → Primahalobia → Indigirohalobia, с возникновением переходных форм с
примитивным узким «галобийным ушком» или просто слабым передним вздутием (у
Magnolobia). В образцах из верхней подсвиты встречены галобииды именно такого
переходного(от Primahalobia или Magnolobia к Indigirohalobia) облика с узким «гало­
бийным ушком» и сплошь ребристым задним треугольным полем, отнесенные к Prima­
halobia talajaensis primorica (Polub. et Zharn.). Данная форма имеет полное сходство с P.
talajaensis primorica из единственного известного в Приморье местонахождения ранне­
карнийской фауны. В первых определениях Л.Д. Кипарисовой этой форме, по–видимо­
му, соответствовала Halobia cf. zitteli, а в переопределениях Т.М. Окуневой - Indigiro­
halobia indigirensis. Виды P. talajaensis (Polub.) и P. zhilnensis (Polub.) являются вида­
ми-индексами нижнекарнийской зоны P. zhilnensis – P. talajaensis - возрастного аналога
региональной аммоноидной зоны «Protrachiceras» omkutchanicum или жильнинского го­
ризонта.
Таблица
Распространение двустворчатых моллюсков в отложениях байн-цаганской свиты
триас
байн-цаганская свита
верхний
3101
3101-1
К-16
3100
3100-1
2568
верхний
верхняя
местонахождения
норийский
рэтский
Daonella (?) cf. parva Korch.
Daonella ? cf. subtenuis Kittl
Primahalobia talajaensis primorica (Polub. et Zharn.)
Primahalobia zhilnensis (Polub.)
Primahalobia ? ex gr. zhilnensis (Polub.)
Primahalobia sp. indet.
Palaeonucula cf. triassica Kur.
Palaeonucula ? sp.
Palaeopharus ? sp. indet.
Dacryomya skorochodi (Kipar.)
Dacryomya polaris (Kipar.)
Bakevellia (Boreiobakevellia) ? cf. bennetti (Bohm), juv.
Malletia ? sp. indet. (M. pseudopraecursor Kur.)
Cardinioides ex gr. fidus Kur.
Neoschizodus sp. indet.
Taimyrodon ? sp. ind. (T. olenekensis (Kipar.))
Janaija ? cf. nikolaevi Kur.
Meleagrinella ? sp. indet.
Asoella? sp. indet.
Magnolobia (?) cf. distincta Kur. et Trusch.
Janopecten cf. korkodonensis (Polub.)
Mytilus cf. anceps Kur.
Taimyrolobia ? cf. tsvetkovi Kurushin
нижний
Вид
анизийский
нижний
верхний
ладин- карнийский ский
нижняя
3105
средний
о о
о
о
o
о
о о
о
о
о о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о
о о
o
o
о
Аммоноидеи, определенные в свое время Л.Д. Кипарисовой как Sirenites?
sp.indet. и переопределенные Т.М. Окуневой как Norosirenites? sp.indet., устанавливали
ранненорийский возраст байн-цаганской свиты. Определение «Sirenites? sp.indet.», сде­
ланное в 60-х годах, является слишком общим и означает принадлежность остатков к
семействам Serinitidae или Trachiceratidae с возрастным диапазоном карний – ранний
норий. Просмотр остатков этих аммоноидей в коллекции ЦНИГР музея в Санкт-Петер­
бурге, где хранятся образцы, изображенные в [2], показал, что сохранность образцов не
93
позволяет сделать точного родового определения, поэтому выводы о ранненорийском
возрасте байн-цаганской свиты не подтверждены фактическим материалом.
Исходя из вышесказанного, возраст двустворок всей коллекции в целом – ладинско - раннекарнийский, при этом возраст остатков из отложений нижней подсвиты, ско­
рее, позднеладинский, а из верхней – раннекарнийский.
Основным реперным уровнем, позволяющим провести корреляцию с региональ­
ной шкалой триаса Северо-Востока России, являются слои с Primahalobia talajaensis
primorica, то есть пачка 2 верхней подсвиты байн-цаганской свиты. Эти слои отвечают
аммоноидной зоне “Protrachyceras” omkutchanicum нижнего карния. Примерно к осно­
ванию этой зоны приурочена граница регионального жильненского горизонта, которая
проводится по массовому появлению двустворок рода Primahalobia и специфического
комплекса других мелководных двустворок и брахиопод.
Нижняя подсвита отнесена к верхам ладинского яруса условно, поскольку во­
прос о границе ладина и карния (среднего и верхнего отделов триаса) дискуссионен.
Принятая Международной триасовой комиссией и на XXXIII сессии МГК точка гло­
бального стратотипа границы карнийского яруса (GSSP), установленная в Доломито­
вых Альпах (Италия) при корреляции со шкалой Бореального триаса проходит в осно­
вании зоны Daxatina canadensis, внутри наторститовых слоев, в основании зоны
Nathorstites lindstroemi или даже в середине зоны N. мacconnelli, традиционно относив­
шихся на Северо-Востоке к верхнему ладину [10]. А.Г. Константинов отстаивает точку
зрения о проведении границы значительно выше – в основании зоны Trachyceras aon
Альпийского региона (как она проводилась традиционно), которую он коррелирует с
зоной “Protrachyceras” omkutchanicum Бореального стандарта, связывая именно с этой
границей наиболее существенные эволюционные изменения аммоноидей на границе
среднего и верхнего отделов триаса [5]. Поэтому, учитывая новые данные о возрасте
байн-цаганской свиты, мы вправе говорить лишь о позднеладинско - раннекарнийском,
а возможно только о раннекарнийском ее возрасте. В данном случае наиболее правиль­
ным будет сопоставление свиты с верхами верхозырянского и жильнинским горизонта­
ми северно-восточной Азии.
По мнению А.М. Попова, изучавшего коллекцию брахиопод, выяснить суще­
ственные возрастные различия между комплексами нижней и верхней подсвит не пред­
ставляется возможным.
Большой интерес представляют впервые обнаруженные находки мшанок в триа­
се Восточного Забайкалья, однако они имеют плохую сохранность. По заключению
Л.И. Попеко, в коллекции присутствуют представители отряда Trepostomida, пересе­
кающего границу палеозоя и мезозоя.
В результате проведенных работ уточнена структура разреза байн-цаганской
свиты, включающей две подсвиты. Уточнен возраст стратона в интервале поздний ла­
дин (?) – ранний карний и его положение в основании разреза средне-верхнетриасовых
отложений Агинской зоны. В заключении следует отметить, что баин-цаганская свита
выделена в пределах блока и не имеет стратиграфических соотношений, т.е. согласно
Стратиграфическому кодексу [9] отвечает статусу толщи.
Список литературы
1.Амантов В.А. Стратиграфия и история развития Агинской структурной зоны Забайкалья // Материалы
по геологии Дальнего Востока и Забайкалья. Тр. ВСЕГЕИ, нов. серия, том 81. Л., 1963. - С. 3-14.
2. Атлас фауны и флоры палеозоя-мезозоя Забайкалья / А.В.Куриленко, Г.В.Котляр, Н.П.Кульков и др. Новосибирск: Наука, 2002. - 714 с.
3. Геологическое строение Читинской области. Объяснительная записка к геологической карте масштаба
1:500000 / Анашкина К.К., Бутин К.С., Еникеев Ф.И. и др. - Чита, 1997. - 239с.
94
4. Государственная геологическая карта Российской Федерации. Масштаб 1:1 000 000 (третье
поколение). Лист М-50 (Борзя). Объяснительная записка / Е.А. Шивохин, А.Ф. Озерский, Н.А. Артамоно­
ва и др. СПб.: Изд-во СПб картфабрики ВСЕГЕИ, 2010 (в печати). - 419 с.
5. Константинов А.Г. Дискуссионные вопросы стратиграфии бореального триаса: граница верхнего и
среднего отделов // Геология и геофизика, 2008, т.49, №1. – С. 85-94.
6. Полуботко И.В. Биозонация верхнего триаса Северо-Востока России по галобиидам // Наука СевероВостока России - начало века. Материалы Всероссийской научной конференции, посвященной памяти
академика К.В. Симакова и в честь его 70летия. Магадан: СВКНИ, 2005. – С.35-39.
7. Решения третьего межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию,
палеозою и мезозою Северо-Востока России / Ред. Т.Н.Корень, Г.В.Котляр. - СПб.: изд-во ВСЕГЕИ,
2009. - 268с.
8. Решения четвертого межведомственного регионального стратиграфического совещания по докембрию
и фанерозою юга Дальнего Востока и Восточного Забайкалья. Объяснительная записка к стратиграфиче­
ским схемам / Ред. М.Т. Турбин, В.А. Бажанов, Г.В. Беляева. - Хабаровск: Хабаровское государственное
горно-геологическое предприятие, 1994. – 124 с.
9. Стратиграфический кодекс России. Издание третье. СПб.: изд-во ВСЕГЕИ, 2006. - 96 с.
10. Ogg J.G., Ogg G. and Gradstein F.M. Consize geologic time scale. 2008. - Р. 101.
95
Магматизм и тектоника
ПОРФИРОВИДНЫЕ ГРАНИТЫ МЕТАСОМАТИЧЕСКОЙ ПРИРОДЫ В
ГРАНИЦАХ АНГАРО-ВИТИМСКОГО ГРАНИТОИДНОГО БАТОЛИТА
А.Н. Булгатов1, И.В. Гордиенко1, В.Е. Руденко2, А.Л. Елбаев1, С.Л. Пресняков3, Д.И. Матуков3,
И.В. Родионов3, А.Н. Ларионов3
1
Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, elbaev_@mail.ru, 2ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, 3Центр
изотопных исследований ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург
На основе изучения взаимоотношений равномернозернистых и порфировидных гранитоидов и
определения их абсолютного возраста обоснована метасоматическая природа порфировидных гранитов,
которые пользуются значительным распространением в границах Ангаро-Витимского гранитного батолита. Гранитоидный субстрат имеет раннеордовикский возраст (476±15 млн. лет), а метасоматические
порфировидные граниты – раннепермский (284±6 млн. лет).
По проблеме происхождения порфировидных гранитов существуют две точки
зрения: метасоматическая [2, 4, 7] и магматически-метасоматическая [1, 8, 9]. Сторонники магматически-метасоматической природы порфировидных гранитов считают, что
кристаллы калиевого полевого шпата образовались метасоматическим путем в раннюю
стадию кристаллизации расплава [1, 8]. Чисто магматическими их происхождение считают Г.Б. Ферштатер и Н.С. Бородина [9], но они допускают возможным образование
метакристаллов калиевого полевого шпата в узких зонах метасоматическим путем.
В составе Ангаро-Баргузинского гранитоидного батолита выделяются порфировидные граниты, которые считались их фациальной разновидностью. Гранитоиды этого
батолита относились к позднему протерозою и нижнему палеозою [6], нижнему палеозою [5] и позднему палеозою [10, 11]. Наши исследования взаимоотношений равномернозернистых и порфировидных гранитоидов позволили придти к заключению, что вторые имеют метасоматическую природу и являются более молодыми и образовались после становления Ангаро-Витимского батолита [3]. Судя по геологической карте Бурятской АССР масштаба 1:500000 (В.И. Давыдов и др.), порфировидные граниты АнгароВитимского батолита пользуются значительным распространением и слагают тела от
самых малых размеров до сотен км2.
В предлагаемой работе мы приводим новые данные по взаимоотношениям равномернозернистых и порфировидных гранитоидов, изменению их структуры и состава
при образовании порфировидных гранитов, по определению абсолютного возраста гранитоидов субстрата, порфировидных гранитоидов и равномернозернистых субщелочных лейкократовых гранитов бассейна р. Кыджимит (правого притока Витима).
На северо-западе описываемого района (рис. 1) распространены равномернозернистые граниты, гранодиориты, кварцевые диориты, диориты, граносиениты, кварцевые сиениты, между которыми наблюдаются постепенные переходы [3]. Плутон, слагаемый этими гранитоидами, конформный со складчатой структурой рифейских толщ,
метаморфизованных в условиях амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций. В эндоконтактовой части гранитоиды имеют гнейсовидную текстуру, на экзоконтакте сменяются зонами мигматитов, вытянутыми параллельно контакту плутона.
На юго-востоке района стратифицированные образования представлены неметаморфизованной осадочно-вулканогенной толщей, охарактеризованной фауной нижнего кембрия. В низовье р. Кыджимит откартирован массив порфировидных кварцевых
диорит-монцонитов и гранитов размером 10х16 км. Он содержит ксенолиты, сложенные диоритами, кварцевыми диоритами, гранитами и кварцевыми сиенитами. Из последних отобрана проба В-9 для геохронологических исследований.
Порфировидные кварцевые диорит-монцониты и граниты среднезернистые с метакристаллами калиевого полевого шпата до 5-6 см в длину. Последние распределены в
96
Рис. 1. Геологическая карта бассейнов рек Витим и Кыджимит [3]
и геологический план низовья р. Кыджимит
1- отложения кайнозоя; 2- базальты кайнозоя; 3- вулканогенно-осадочные отложения нижнего кембрия;
4- кристаллические известняки верхнего рифея; 5- кристаллические сланцы и гнейсы среднего – верхнего
рифея; 6- лейкократовые субщелочные граниты, граносиениты и сиениты верхнего палеозоя; 7- порфировидные гранитоиды верхнего палеозоя; 8- граниты, кварцевые диориты нижнего ордовика, слагающие
ксенолиты в порфировидных гранитах, 9-граниты и гранодиориты, кварцевые диориты, граносиениты,
кварцевые сиениты, диориты позднего рифея; 10- габбро, габбро-диориты и диориты позднего рифея; 11разломы; 12- места отбора проб и их номера. На врезке положение рис. 1 (заштриховано).
гранитоидах неравномерно. Их количество достигает 30% от общей массы. Они преимущественно идиоморфные, иногда с неровными границами в виде зубьев. Наблюдаются метакристаллы с хорошей огранкой с одной или с двух сторон. Иногда единичные
идиоморфные кристаллы калиевого полевого шпата наблюдаются в гранитоидах ксенолитов. В основной массе порфировидных гранитов плагиоклаз образуют идиоморфные зерна, а калиевый полевой шпат и кварц заполняют промежутки между ними. Под
микроскопом установлены многочисленные факты, свидетельствующие о том, что края
плагиоклаза и биотита гранитоидов, слагающих ксенолиты и основную массу порфировидных гранитоидов, «изъедены», подвергнуты замещению калиевым полевым шпатом
и кварцем. Изредка отмечаются прожилки калиевого полевого шпата в плагиоклазе.
Следует также отметить, что метакристаллы калиевого полевого шпата содержат включения плагиоклаза, кварца, биотита, роговой обманки, сфена, апатита, циркона, магнетита.
Контакты порфировидных кварцевых диорит-монцонитов и гранитов, с одной
стороны, и равномернозернистых диоритов и кварцевых сиенитов, с другой, слагающих
ксенолиты, нерезкие, расплывчатые. Форма тел порфировидных гранитоидов самая
разная, иногда причудливая (рис. 2а, 2б). В отдельных случаях они образуют жилоподобные тела (рис. 2в). Из порфировидного кварцевого диорит-монцонита отобрана
97
Рис. 2. Характер взаимоотношений:
равномерно- и мелкозернистого кварцевого сиенита (темный фон) и среднезернистого порфировидного гранита (А), равномерно- и мелкозернистого
диорита (темный фон) и среднезернистого порфировидного кварцевого диорит-монцонита (Б). Жилоподобное тело среднезернистого порфировидного кварцевого диорит-монцонита (светлый фон) в
равномерно- и мелкозернистом диорите (В).
Примечание: на фотографиях цифрой 1 помечены
метакристаллы калиевого полевого шпата.
Таблица 1
Химический состав (% масс) и содержание элементов-примесей (г/т) в гранитоидах, использованных для изотопно-геохронологических исследований
Компонент В-9
В-3
В-5
SiO2
66,4
58,70 74
TiO2
0,39
0,56
0,16
Al2O3
16,25
18,65 13,65
Fe2O3
1,28
1,97
0,78
FeO
2,08
3,17
0,71
MnO
0,08
0,12
0,05
MgO
1,33
1,77
0,20
CaO
1,84
3,48
0,53
Na2O
4,58
4,51
4,36
K 2O
4,37
4,57
4,89
P 2O 5
0,13
0,26
0,05
п.п.п
1,29
1,45
0,40
Сумма
100,02 99,21 99,78
Rb
140
120
150
Sr
450
1000 120
Ba
850
1070 390
Y
17,2
17,4
25,6
Zr
260
280
160
Nb
20
15
11
Th
22,2
14,9
18,1
U
2,96
4,1
4,87
La
29,1
72,4
42,2
Ce
79,7
126
87,4
Pr
5,73
10,8
8,39
Nd
17,2
31,9
26,8
Sm
4,4
6,3
6,19
Eu
1,26
1,99
0,8
Gd
4,43
5,65
5,69
Tb
0,65
0,75
0,93
Dy
3,67
4,03
5,47
Ho
0,73
0,77
1,1
Er
2,01
2,12
2,95
Tm
0,30
0,31
0,5
Yb
2,0
2,36
3,57
Lu
0,35
0,37
0,94
(La/Yb)N
9,84
20,81 7,99
Примечание: В-9 – равномернозернистый кварцевый сиенит; В-3 – порфировидный кварцевый диорит-монцонит; В-5 – равномернозернистый субщелочной лейкократовый гранит. Использованные
методы определения элементов-примесей: Rb, Sr,
Ba, Zr, Nb – РФА (Геологический институт СО
РАН, г. Улан-Удэ), РЗЭ, Y, Th, U – ICP-Ms
(ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург).
проба В-3 для геохронологических исследований. Из изложенного можно сделать вывод о том, что порфировидные гранитоиды являются более молодыми образованиями
по сравнению с равномернозернистыми диоритами и кварцевыми сиенитами. При их
образовании произошло укрупнение зерен минералов основной массы (рис. 2а, 2б, 2в) и
гранитоиды стали более обогащенными калием и кремнием (табл. 1). Это результат
98
кремнисто-калиевого метасоматоза. В процессе его диориты преобразовались в порфировидный кварцевый диорит-монцонит, кварцевый сиенит – в порфировидный гранит.
Также на юго-востоке рассматриваемой территории распространены равномернозернистые лейкократовые субщелочные граниты, которым подчинены лейкократовые субщелочные граносиениты и сиениты. Они рвут осадочно-вулканогенную толщу
нижнего кембрия и относятся к зазинскому комплексу [5, 10]. Они в бассейнах рек
Кыджимит, Аталанга, Заза Уда, Турка, Курба и Итанца пользуются значительным распространением. На реке Кыджимит из этих гранитов отобрана проба В-5 для геохронологических исследований.
U-Pb датирование цирконов проводилось на ионном микрозонде SHRIMP-II в
центре изотопных исследований ВСЕГЕИ (г. Санкт-Петербург). Их результаты отражены в табл. 2 и на рис.3, 4.
Рис. 3. Катодно-люминесцентное изображение цирконов из равномерно- и
мелкозернистого кварцевого сиенита (проба В-9)
99
Рис. 4. Диаграмма с конкордией
А- равномерно- и мелкозернистый кварцевый сиенит; Б- порфировидный кварцевый диорит- монцонит;
В- равномернозернистый субщелочной лейкократовый гранит
Полученные изотопные возраста по отношению 206Pb/238U в цирконах равномерно- и мелкозернистых кварцевых сиенитов (проба В-9), которые являлись субстратом
порфировидных гранитоидов, можно сгруппировать на древние и молодые. Для древней группы конкордантный средневзвешенный возраст 476±15 млн. лет при разбросе
индивидуальных значений возраста 483–469 млн. лет. Они являются реликтовыми и их
можно рассматривать как возраст формирования кварцевого сиенита. Молодые значения возраста относительно согласованные, варьирует незначительно от 285 до 275
100
Таблица 2
Результаты U-Pb изотопных исследований цирконов
206
206
Возраст, млн лет
D
Изотопные отношения
(1)
(1)
(1)
(1)
%
%
г/т
г/т
206
207
Pb/238U
Pb*/206Pb
±% 207Pb*/235U
±% 206Pb*/238U
±%
В-9.5.1
1.04
176
113
0.66
6.7
274.3±7
0.053
18
0.318
18
0.0435
2.6
B-9.4.1
1.14
477
332
0.72
18.0
274.6±6.3
0.0504
18
0.302
19
0.0435
2.3
B-9.1.1.
1.29
602
834
1.43
23.0
277.6±5.9
0.0488
15
0.296
16
0.044
2.2
B-9.8.1.
2.05
176
179
1.05
6.9
280.4±8.6
0.051
33
0.31
33
0.0445
3.1
B-9.2.1.
1.08
225
178
0.81
8.7
280.5±6.9
0.0572
17
0.351
17
0.0445
2.5
B-9.9.1
1.32
187
108
0.60
7.3
282.7±7.4
0.061
22
0.376
22
0.0448
2.7
B-9.7.1.
0.77
530
199
0.39
20.6
283.1±5.9
0.0508
12
0.314
13
0.04489
2.1
B-9.6.1.
2.81
132
100
0.78
5.3
285.0±10
0.053
38
0.33
39
0.0452
3.6
B-9.3.1.
1.13
198
60
0.31
13.0
469.0±11
0.051
18
0.53
18
0.0454
2.4
B-9.3.2.
0.66
275
78
0.29
18.5
483.0±10
0.0584
9.6
0.626
9.9
0.0778
2.3
B-3.1.1
800
608
0.78
31.2
286.7±7.1
39
0.0547
2.1
0.343
3.3
0.0455
2.5
B-3.2.1
0,05
251
123
0.50
10
292.1±7.6
18
0.0534
3.2
0.341
4.2
0.0464
2.7
B-3.3.1
0,47
562
405
0.74
21.8
282.6±7.1
-94
0.0464
4.4
0.287
5.1
0.0448
2.6
B-3.4.1
0,73
520
425
0.84
20
280.6±7.1
-75
0.0474
5.4
0.291
6
0.0445
2.6
B-3.5.1
0,02
625
359
0.59
24.6
289.4±7.3
-1
0.052
2.1
0.329
3.3
0.0459
2.6
B-3.6.1
0,17
955
675
0.73
36.9
283.3±7
-43
0.0493
2.4
0.305
3.5
0.0449
2.5
B-3.7.1
0,27
566
366
0.67
21.9
283±7.1
-40
0.0495
3.1
0.306
4.1
0.0449
2.6
B-3.8.1
0,43
561
516
0.95
22.4
292.3±7.4
-29
0.0502
3.9
0.321
4.7
0.0464
2.6
B-3.9.1
0,32
868
568
0.68
32.8
276.8±6.9
-3
0.0516
3.7
0.312
4.5
0.0439
2.5
B-3.10.1
0,43
430
301
0.72
17.1
290.5±7.5
-70
0.0478
7.8
0.304
8.2
0.0461
2.6
B-5.1.1
755
545
0.75
28.8
280.3±7
33
0.05254
1.9
0.331
4
0.0444
2.6
B-5.2.1
2,81
225
125
0.58
8.98
285±8
-18
0.0735
2.8
0.317
16
0.0452
2.9
B-5.3.1
0,03
731
269
0.38
27.7
278±7
-13
0.0513
2
0.31
3.3
0.0441
2.6
B-5.4.1
0,34
441
299
0.70
16.2
268.6±6.9
-2
0.0542
2.5
0.302
4.6
0.0425
2.6
B-5.5.1
0,19
740
474
0.66
27.4
271.9±6.8
14
0.054
2
0.312
3.6
0.0431
2.6
B-5.6.1
0,02
871
309
0.37
34.1
287.4±7.1
4
0.05249
1.7
0.329
3.1
0.0456
2.5
B-5.7.1
1,11
502
204
0.42
18.8
272.1±6.9
-62
0.057
2.3
0.286
6.8
0.0431
2.6
B-5.8.1
706
409
0.60
27.6
286.8±7.2
-4
0.0516
2.8
0.325
3.8
0.0455
2.6
B-5.9.1
0,11
613
526
0.89
23
275.6±6.9
-29
0.0509
2
0.301
3.7
0.0437
2.6
B-5.10.1
489
225
0.48
19.1
286.6±7.2
30
0.054
2.2
0.339
3.4
0.0455
2.6
Примечание: погрешности указаны на уровне 1б; Pbc и Pb* - доли обыкновенного и радиогенного свинца соответственно; (1) поправка обыкновенный свинец
вносилась по 204 Pb. В-9 – равномернозернистый кварцевый сиенит; В-3 – порфировидный кварцевый диорит-монцонит; В-5 – равномернозернистый субщелочной лейкократовый грани
Pbc
№ пробы
U
Th
Pb*
232
238
Th/ U
млн. лет. Конкордантное значение возраста для молодой группы 279±5 млн. лет. Оно
отражает наложенные процессы и связано с процессами метасоматических преобразований кварцевых сиенитов и диоритов и образованием порфировидных метасоматических гранитоидов.
Возраста цирконов порфировидных кварцевых диорит-монцонитов (проба В-3) и
равномернозернистых субщелочных лейкократовых гранитов (проба В-5), рассчитанные по отношению 206Pb/238U, варьируют незначительно и схожие: для первых 292-276
млн. лет, вторых 287-271 млн. лет. Конкордантный их возраст тоже близки: соответственно равен 284,5±6,1 млн. лет и 278,8±4,5 млн. лет.
Лейкократовые субщелочные граниты других участков северной части Витимского плоскогорья охарактеризованы следующими цифрами абсолютного возраста [10,
11] 323-287 млн. лет (Pb-Sr), 303-286 млн. лет (U-Pb), 294 (U-Pb SHRIMP-II), порфировидные гранитоиды этого же региона: 298 млн. лет (Pb-Sr), 289-290 (U-Pb), 302 (U-Pb
SHRIMP-II). Они укладываются в интервалы цифр 323-286 млн. лет (лейкократовые
граниты) и 302-289 млн. лет (порфировидные гранитоиды). Более обширные данные
подтверждают вывод о синхронности образования лейкократовых субщелочных гранитов и порфировидных гранитоидов.
Более древние гранитоиды Ангаро-Витимского батолита имеют абсолютный
возраст 790-663 млн. лет (9 анализов U-Pb), 793-787 млн. лет (3 анализа U-Pb, SHRIMPII), 736-730 млн. лет (4 анализа Pb-Sr), изотопные значения 500-460млн. лет раннепалеозойского возраста (10 анализов U-Pb).
Выводы:
1. Порфировидные гранитоиды, распространенные в границах Ангаро-Витимского батолита, являются метасоматическими. Их субстратом являлись гранитоиды раннего палеозоя и позднего рифея. В результате процессов метасоматоза произошло укрупнение
минеральных зерен основной массы и образование порфиробластов калиевого полевого
шпата, а гранитоиды стали более кислыми. Это позволяет утверждать, что имел место
кремнисто-калиевый метасоматоз. Он протекал практически одновременно с внедрением субщелочной гранитной магмы.
2. Ангаро-Витимский батолит является полихронным (позднерифейским, раннепалеозойским и позднепалеозойским) и полигенным.
Список литературы
1. Антипин В.С., Кузьмин М.И., Пополитов Э.И., Знаменский Е.Б. О генезисе калиевых шпатов в мезозойских порфировидных гранитоидах Восточного Забайкалья // Геохимия, 1969. №9. - С. 698-707.
2. Афанасьев Г.Д. Проблема гранитоидов и некоторые вопросы связанной с ним металлогении // Магматизм и связь с ним месторождений полезных ископаемых. М.: Изд-во АН СССР, 1955. - С. 32-51.
3. Булгатов А.Н. Геологическая карта СССР. Масштаб 1:200000. Лист №-49-XXII. Объяснительная записка. М.: Недра, 1966. - 63 с.
4. Кузнецов Ю.А. Избранные труды. Т.II. Главные типы магматических формаций. Новосибирск: Наука,
1989. - 394 с.
5. Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н., Алакшин А.М., Подладчиков Ю.Ю. Ангаро-Баргузинский батолит
– крупнейший гранитоидный плутон. Новосибирск: Изд-во ОИГГМ СО РАН, 1992. – 141 с.
6. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. Т.II. М.: Недра, 1967. - 653 с.
7. Судовиков Н.Г. Мигматиты, их генезис и методика изучения // Тр. лаборатории геологии докембрия
АН СССР. Вып. 5. М-Л: Изд-во АН СССР, 1955. - С. 97-174.
8. Тернер Ф. и Ферхуген Дж. Петрология изверженных и метаморфических пород. М.: Изд-во иностранной литературы, 1961. - 592 с.
9. Ферштатер Г.Б., Бородина Н.С. Петрология магматических гранитоидов (на примере Урала). М.:
Наука, 1975. – 288 с.
10. Цыганков А.А., Матуков Д.И., Бережная Н.Г. и др. Источники магм и этапы становления позднепалеозойских гранитоидов Западного Забайкалья // Геология и геофизика. 2007. Т.48. №1. - С. 156-180.
11. Ярмолюк В.В., Будников С.В., Коваленко В.И. и др. Геохронология и геодинамическая позиция Ангаро-Витимского батолита // Петрология. 1997. Т.5. №5. - С. 451-466.
102
НЕОАРХЕЙСКИЙ УЛЬТРАМАФИТ-МАФИТОВЫЙ МАГМАТИЗМ
ДЖУГДЖУРО-СТАНОВОГО СУПЕРТЕРРЕЙНА
И.В. Бучко, А.А. Сорокин
ИГиП, Благовещенск, inna@ascnet.ru , sorokin@ascnet.ru
В настоящей статье обсуждаются результаты геохимических исследований одного из расслоенных интрузивов - Маристого, для метаанортозитов которого предполагается неоархейский возраст. Геохимические особенности ультрамафит-мафитов позволяют предполагать, что их образование происходило во внутриплитной обстановке из пикритоидных раплавов.
В пределах юго-восточной части Северо-Азиатского кратона известен и довольно хорошо исследован неоархейский этап проявления автономных анортозитов, представленный Каларской (1,62 млрд. лет [5, 6]) и Хорогочинской (1,63 млрд. лет [1]) ассоциациями. В то же время геохимические особенности, возраст и геодинамические обстановки формирования стратиформных интрузий докембрийского возраста, в составе
которых установлены анортозиты, расположенные в пределах указанной структуры, не
изучены.
Массив Маристый расположен в пределах Дамбукинского блока ДжугджуроСтанового супертеррейна. К нему относятся два изолированных на дневной поверхности выхода ритмично расслоенных метаультрабазит-метабазитов, которые по интерпретации результатов аэромагнитной съемки на глубине представляют собой единый
интрузив, сложенный метаоливинитами, метагарцбургитами, метапироксенитами, метагаббро, металейкогаббро и метаанортозитами. Обращает на себя внимание отсутствие переходных разновидностей между метаультрабазитами – метапироксенитами и
метагабброидами-анортозитами. Это обусловлено флотацией плагиоклаза и обособлением оливин-ортопироксеновых кумулатов в процессе кристаллизации исходного расплава.
Породы массива вместе с вмещающими их образованиями [3] метаморфизованы
в условиях гранулитовой фации. При этом возраст протолита не превышает 2,8 млрд.
лет [9], а время метаморфизма составляет 2,63 млрд. лет [2].
Метаоливиниты, метагарцбуригиты и метаверлиты сложены переменными
количествами хризолита, энстатита, диопсида, граната, магнетита и сульфидов. Основными породообразующими минералами метагабброидов и метаанортозитов являются плагиоклаз An87 (50-80%) и амфибол (10-50%).
Основными петрохимическими особенностями пород является высокая магнезиальность метаультрамафитов и метапироксенитов и наличие двух направлений кристаллизации исходного расплава. Для первого, установленного для метаультрамафитов
и метапироксенитов, характерно увеличение содержаний TiO2, FeO* при практически
постоянных Al2O3 при уменьшении магнезиальности (#Mg=100MgO/(MgO+FeO*)) в
процессе кристаллизации, что свойственно феннеровскому тренду дифференциации.
Эти закономерности сближают описываемые породы с базальтами типичных мантийных плюмов [4]. Второй тренд, выраженный увеличением содержаний SiO2, Al2O3 в
процессе кристаллизации при снижении #Mg, образуют метагабброиды и метаанортозиты массива.
Спектры распределения редкоземельных элементов в породах массива характеризуются преобладанием LREE над HREE, при величине (La/Yb)N от 3,66 – 7,95 в метаультрамафитах-пироксенитах и до 39,15 в метагабброидах-метаанортозитах. Во всех
группах пород отчетливо проявлена положительная европиевая аномалия (Eu/Eu*=1,324,84). Обеднение тяжелыми лантаноидами, вызвано присутствием граната в мантийном
источнике.
Распределению малых элементов в породах массива Маристый свойственно
обогащение Sr (583-1318 ppm), Ba (139-568 ppm), LREE и деплетирование в отношении
103
Rb (0,3-3), Nb (0,12-0,53 ppm), Zr (2-11 ppm), Hf (0,02-0,48 ppm) и Th (0,28- 3,74 ppm).
Следует отметить, что по распределению редких элементов метаанортозиты массивы
близки к «стратиформным» анортозитам Бушвельдского интрузива (рис.). Низкие значения (Th/Ta)N=0,15-0,96 и (La/Yb)N=3,66-6,48 могут свидетельствовать о незначительной коровой контаминации исходного расплава. Следует отметить, что соотношения
Hf/3-Th-Ta и Hf/3-Nb/16-Th в метабазитах массива Маристый близки к таковым во
внутриплитных базальтах, а отношения Zr/Y=0,8-2,1 и Nb/Y=0,1-0,4 - к породам, образовавшимся под влиянием плюма [8]. Истощенность пород Co (21-140 ppm) и V (6-11
ppm), относительно обогащения Ni (до 1122 ppm) и Cr (до 1535 ppm) характерна для
пикритоидных расплавов, образующихся при плавлении недеплетированного мантийного источника, что подтверждается и соотношениями Ta/Yb-Th-Yb.
Рис. Нормированные по примитивной мантии [10] спектры распределения малых элементов в породах массива Маристый. Условные обозначения: 1 – ультрамафиты, 2 – пироксениты,
3 – габброиды, 4 - анортозиты
Конформность спектров распределения REE и малых элементов в породах из
разных частей массива позволяет считать их производными единого магматического
расплава.
Обобщая вышеприведенные петро- и геохимические особенности пород массива
Маристый можно отметить, что они обнаруживают явную связь с внутриплитным источником. Учитывая специфический стиль тектонического развития геологических
структур в докембрии, можно предположить, что их формирование связано с проявлением типичного для архея пикритоидного магматизма.
Предварительное изотопно-геохронологическое датирование U-Pb методом по
единичным зернам циркона позволяет предполагать неоархейский возраст (2,64 млрд.
лет) образования анортозитов массива Маристый.
Касаясь полученного неоархейского возраста метаанортозитов массива Маристый, необходимо отметить, что он очень близок к одному из эпизодов метаморфизма
гранулитовой фации (2,63 млрд. лет) [2]. В этой связи есть все основания полагать, что
полученные данные отвечают процессам преобразования пород массива в условиях
гранулитовой фации, обусловленные коллизией Джугджуро-Станового супертеррейна с
Олекмо-Алданской континентальной микроплитой. Следовательно, становление изу104
чаемого расслоенного интрузива происходило до коллизии во внутриплитной обстановке, обусловленной пикритоидным магматизмом, генерация которого происходила в
головных частях мантийных плюмов первого поколения [7].
Исследования выполнены при поддержке Президиума ДВО РАН
(грант 09-II-CО-08-007).
Список литературы
1. Бучко И.В., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Сорокин А.П., Ларин А.М., Великославинский С.Д., Яковлева
С.З., Плоткина Ю.В. Возраст и тектоническое положение Хорогочинского габбро-анортозитового массива (Джугджуро-Становой супертеррейн) // Доклады РАН, 2008. Т.423. № 5. - C. 651-654.
2. Гаврикова С.Н., Николаева Л.Л., Галанин А.В. и др. Ранний докембрий южной части Становой складчатой области. М.: Недра, 1991. - 171 с.
3. Геологическая карта Приамурья и сопредельных территорий. Масштаб 1:2500000. Объяснительная записка. С.-Петербург, Благовещенск, Харбин, 1999. - 135 с.
4. Грачев А.Ф. Рифтовые зоны Земли. 2 изд., доп. и перераб. М.: Недра, 1987. - 248 с.
5. Ларин А.М., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Глебовицкий В.А. и др. Каларский комплекс (АлданоСтановой щит) – древнейший представитель анортозит-мангерит-чарнокит-гранитной магматической ассоциации: результаты геохронологических, геохимических и изотопно-геохимических исследований //
Петрология, 2006. Т.14. № 1. - С. 4-24.
6. Cальникова Е.Б., Ларин А.М., Котов А.Б., Глебовицкий В.А. и др. Каларский анортозит-чарнокитовый
комплекс (Алдано-Становой щит): возраст и тектоническое положение // Стратиграфия. Геологическая
корреляция, 2004. Т 12. №3. - С. 3-11.
7. Шарков Е.В., Богина М.М. Мафит-ультрамафитовый магматизм раннего докембрия (от архея до палеопротерозоя) // Стратиграфия. Гелологическая корреляция, 2009. Т.17. №2. - С. 7-28.
8. Condie K.C. The supercontinent cycle: are there two patterns of cyclicity // Journal of African Earth Sciences,
2002. V. 35. - P. 179-183.
9. Nutman A.P., Chernyshev I.V., Baadsgaard H., Smelov A.P. The Aldan shield of Siberia, USSR: the age of its
Archean components and evidence for widespread reworking in the mid-Proterozoic // Precambrian research,
1992. V.54. – P. 195-210.
10. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and isotopic systematics of oceanic basalts: implication for mantle
composition and processes. Magmatism in the ocean basin // Geol.Soc.Sp.Pub. № 42. Blackwell Scientific Publ,
1989. - P. 313-346.
ПЕТРОФИЗИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ ПОЛОГИХ СТРУКТУР
А.Е. Былкова, Ю.А. Филипченко
ФГУГП «Читагеологоразведка», Чита, abylkova@yandex.ru
Рассмотрены петрофизические и физико-геологические особенности пологих структур – надвигов в контрастных средах, крыльев складок и апикальных поверхностей интрузивных тел. Отмечено, что
по петрофизическим и физико-геологическим особенностям эти структуры отвечают одному классу моделей и для их расшифровки необходима априорная геологическая информация.
В настоящее время во многих случаях утверждается, что по геофизическим данным выделяются какие-то структурно-вещественные комплексы. Однако остается неясным, по каким признакам устанавливается связь между разноранговыми геологическими телами при сложном их сочетании и физическими полями. Поскольку одними и
теми же петрофизическими свойствами обладают различные по минеральному, химическому составу и структурным, текстурным особенностям породы. То есть изначально
предопределяется многообразие связей физических полей и геологических объектов и
многообразие их проявления в полях. Степень неоднозначности решения обратной задачи геофизики зависит от сложности геологического строения, полноты априорных
геологических и петрофизических данных. В связи с чем анализ петрофизических данных проводится с целью получения характеристик, адекватных геологическим телам и
блокам горных пород, выделяемых при объемных построениях в масштабах исследований. То есть производится изучение корреляционных связей различных свойств с по105
строением комплексных и частных петрофизических моделей геологических подразделений и тел.
Задача непростая, поскольку требуется пространственная привязка петрофизических характеристик конкретных геологических образований. Требуется определить
петрофизические характеристики петротипов с одной стороны, а с другой – установить
причины отклонений от средних или увеличенных дисперсий физических свойств. То
есть физические характеристики, системно описывают связи между физическими полями и геологическими телами.
Здесь уместно отметить, что последнее время наметилась негативная тенденция
к отказу от петрофизических исследований, причем со стороны геофизиков, и нарастающая умозрительность заключений по формальной интерпретации карт физических
полей, полученных на компьютерах, последние содержат технологические ошибки связанные с «рисовкой» аномалий в межпрофильном и засъемочном пространстве, «срезку
интенсивности» и «изрезанности» аномалий.
Интерпретация геофизических материалов при объемных построениях требует
«индивидуального» разбора каждой аномалии и синтеза результатов, в том числе и при
выделении пологих структур.
Пологое залегание оруденения различных полезных ископаемых устанавливается при оценке (разведке) месторождений. В основном это достигается бурением и горными работами [2].
Физико-геологическая (геоэлектрическая) характеристика описана лишь для пологих месторождений колчеданов Урала. Имеются публикации по урановым объектам
Западного Саяна [1], работа не некоторым урановым и полиметаллическим объектам
Казахстана и Средней Азии.
В Нерчинско-Заводском рудном районе приуроченность ПоперечноЗерентуевского полиметаллического месторождения с золотом к палеозойским метаморфитам, надвинутым на юрские эффузивы, была доказана еще в 50-х годах прошлого
столетия. Но лишь в начале 2000 годов была сформирована его физико-геологическая
модель, описанная в отчетах Козлова В.М. и др., 2003, Балаба А.В. и др. 2006 (рис.1).
Из которой следует, что высокоомные неполяризующиеся известняки с прослоями пониженного электрического сопротивления с высокой “площадной” поляризуемостью,
отвечающие углеродсодержащим сланцам, надвинуты на отложения пониженного и
низкого сопротивления, характеризующиеся невысокой поляризуемостью и низкой, и
средней намагниченностью. Рудные скопления фиксируются как локальные поляризующиеся объекты.
Козловой В.М. и др. в 2004 г. были сформированы модели Савкинского месторождения золота в контрастной среде в Михайловском надвиге, где метаморфиты кембрия надвинуты на юрские терригенные отложения, последние вблизи месторождения
прорваны Макерским массивом гранитоидов, а также рудопроявление золота Софья в
Смирновской зоне в однородной среде в линзовидно расслоенных по электрическому
сопротивлению гранитах, которые интерпретируются как надвиг. Физикогеологическая и петрофизическая модели весьма схожи с физико-геологической и петрофизической моделями Поперечно-Зерентуевского полиметаллического месторождения.
В 1972 году (Никифоров О.С. и др.) было показано, что Антоновские месторождения урана и флюорита в северной части Нерчинско-Заводского рудного района пространственно разобщены, приурочены к пологопадающим тектоническим клиньям гранитоидов и метаморфических пород. Тектоническая “расслоенность” проявлена в геоэлектрической и петроплотностной расслоенности. В настоящее время тектонические
106
Рис.1. Поперечно-Зерентуйская площадь. Участок Перевальный. Геолого-геофизический
разрез (модель) по профилю 200, 205
клинья рассматриваются как составляющие Мотогорского многочешуйчатого надвига
субмеридионального простирания. Мотогорский надвиг был выделен по гравиметрическим наблюдениям и электрическим зондированиям в 1967-1968 годах. Породы повышенной плотности и сопротивления с низкой намагниченностью залегают на низкоомных с низкой плотностью породах. В 1968 году ситуация была заверена бурением в одном сечении, но споры продолжались до 2007 года, когда в двух сечениях через 5 км
была подтверждена физико-геологическая модель надвига (п. Шивия, месторождение
флюорита Шахматное).
На месторождении урана Горное в Северо-Даурском районе Центрального Забайкалья было установлено пологое линзование гранитоидов Жергоконского массива
по электрическому сопротивлению. Линзование установлено по данным каротажа
скважин до глубины около 500 м в блоке ограниченного размера (Зенченко В.П., 1983)
В 2001 году (Тарабарко А.Н. и др.) было выявлено проявление золота Вилотово,
в Нерчинско-Заводском районе, которое локализовано в известняках и углеродистых
сланцах в зоне надвига. При изучении проявления геофизическими методами и петрофизических исследованиях установлены уже описанные выше физико-геологическая и
петрофизическая модели. Аналогичные обстановки распределения петрофизических
неоднородностей выявлены на проявлениях Услон и участке Прямом, находящимся
южнее и севернее рудопроявления Вилотово. Отличительной особенностью участка
Прямой является четкое проявление синклинальной складки, в ядре которой развиты
углеродистые сланцы и известняки, характеризующиеся высокой поляризуемостью и
практически полностью скрывающие эффект от “рудных скоплений”.
Другие типы пологих структур установлены на проявлениях золото-скарновом
Фабришка (рис. 2) и урана-ториевом Ямское (рис. 3).
107
Рис 2. Урово-Гидаринская площадь. Участок Фабришка. Геолого-геофизический разрез
(модель) по профилю 370
Рис. 3. Урово-Урюмканская площадь. Участок Ямский. Геолого-геофизический разрез (модель) по
профилю Д-3
Условные обозначения
108
Уран-ториевое проявление Ямское является аналогом крупного месторождения
Итатая в северо-восточной части Бразилии. Проявление Ямское расположено на юговосточном склоне Урюмканского хребта. Оно приурочено к крылу антиклинальной
складки, сложенной гранито-гнейсами и метаморфическими карбонатно-терригенными
породами, прорванной массивом гранитов и дайками основного и среднего состава. Рудные залежи полого погружаются, согласно, залеганию геологических образований складки. По геоэлектрическим данным толща расслоена, слои, в общем, повторяют складчатую структуру, оруденение приурочено к слою с сопротивлением менее 2000 (ом·м).
На участке Фабришка выявлены пологие элементы геологического строения, в
том числе золотоносные скарноиды, на границе метаморфических образований с крупным массивом сиенитов (состав его меняется от граносиенитов до монцонитов). Петрофизическая обстановка более сложная чем на охарактеризованных выше проявлениях. Метасоматические изменения в экзо- и эндоконтактах привели к выравниванию
электрических (поляризуемости и сопротивления) параметров, к повышению намагниченности (магнетитовые скарны и известняки с магнитными образованиями) или резкому ее снижению, т.е. петрофизически возникли ситуации, когда при пологом (надынтрузивном) залегании геоэлектрических горизонтов практический интерес представляют локальные участки с повышенной и высокой поляризацией со знакопеременным и
(или) “гладким” магнитным полем. Последнее особенно характерно при втором уровне
поляризации, находящемся на глубинах более 100 м.
Список литературы
1. Алтынцев Ю.В. Петрофизическая и геофизическая зональности на урановых месторождениях. Сб. Методы рудной геофизики. Геофизические и геохимические методы при оценке радиоактивных аномалий.
Л., НПО «Рудгеофизика», 1988, с. 16-28.
2. Смирнов В.И. Геология полезных ископаемых. М.: Недра, 1976.
НЕОТЕКТОНИКА ЮГА ПРИАМУРЬЯ И СОПРЕДЕЛЬНЫХ ТЕРРИТОРИЙ
Ю.Р. Волкова
ОАО «Амургеология», Благовещенск, ggр@amurgeo.ru
Составлена схема кайнозойских подвижек юга Приамурья (Амуро-Зейская равнина, хребты Турана и Малый Хинган, Преображеновский грабен Среднеамурской впадины). Основой послужил комплексный анализ геоморфологических, гидрогеологических и сейсмических особенностей территории.
Произведен анализ мощностей свит, установленных в 50-70-е гг. ХХ века при бурении скважин, и проявлений секвенс-стратиграфии. Внутренние прогибы и впадины Амуро-Зейской группы прогибов и впадин
(ГПВ) объединены в зоны унаследованных и возрожденных структур. Вдоль р. Амур впервые выделены
обращенные поднятия, сформированные в палеогене при инверсии раннемеловых рифтогенных прогибов. Установлено шесть периодов кайнозойской активизации территории: рубеж палеоцена и эоцена, конец эоцена-олигоцен, начало миоцена, эоплейстоцен, середина неоплейстоцена, поздний неоплейстоценголоцен. Детально, на основе новейших научных результатов, освещена кайнозойская история главных
тектонических нарушений юга Приамурья. Для обоснования их современной активности привлечены
геоморфологические и сейсмологические данные по сопредельной территории КНР (провинция Хэйлунцзян). Указаны возможные нефтеподводящие разрывные структуры.
Под неотектоническими подвижками подразумеваются кайнозойские перемещения земной коры, последовавшие за субплатформенным периодом позднемеловой стабилизации. Неотектонический цикл обусловил формирование современного структурного плана Приамурья. Процессы новейшей тектоники привели к горообразованию и
подновлению региональных глубинных разломов, заложенных еще в докембрии и палеозое, и к формированию чехла молодой Амуро-Зейской платформы с возникновением и возрождением впадин и прогибов. Кроме того, они проявились в вулканической и
сейсмической активности региона на протяжении всего кайнозоя. В течение кайнозой109
ской эры установлено 6 периодов активизации: 1) конец палеоцена на рубеже с эоценом; 2) конец эоцена-олигоцен; 3) первая половина миоцена; 4) эоплейстоцен; 5) середина неоплейстоцена; 6) поздний неоплейстоцен-голоцен. В связи с этим поздний
структурный этап (образование чехла молодой платформы) можно разделить на три
стадии: кайнозойской активизации (палеоцен-середина миоцена); стабилизации (середина миоцена-плиоцен); новейшего орогенеза (квартер). Тектонические структуры, образованные на этих стадиях, показаны на рис. 1.
С т а д и я к а й н о з о й с к о й а к т и в и з а ц и и выразилась в заложении и
периодическом подновлении впадин и прогибов, а также инверсии рифтогенных меловых структур вблизи р. Амур. Амуро-Зейская группа прогибов и впадин (ГПВ) представляет собой равнинную территорию. Зейским разломом, проходящим по долине р.
Зея и активным доныне, равнина разделена на два крупных блока, или равнины более
низкого ранга: Амуро-Зейское плато на правом берегу р. Зея и Зейско-Буреинскую вогнутую равнину – на ее левом берегу. Рельеф низкоранговых равнин различен по морфографическим и морфометрическим параметрам. Часть долины р. Амур выше устья р.
Зея принято считать Верхним Амуром, ниже его – Средним Амуром.
Большинство отрицательных кайнозойских структур Амуро-Зейской ГПВ заложились в палеоцене на основе раннемеловых континентальных рифтов, перекрытых
тонким позднемеловым чехлом зарождающейся молодой платформы. Но только часть
из них, приуроченная к центральной части ГПВ, испытывала стабильное погружение на
протяжении всего кайнозоя. Она выделена в Центральную зону унаследованных прогибов и впадин. Палеоценовые прогибы и впадины составляют диагональную систему
структур растяжения, причем граница структур северо-западной и северо-восточной
ориентировки проходит по Зейскому разлому. В Амуро-Зейском блоке преобладает северо-западная ориентировка структур, а в Зейско-Буреинском – северо-восточная. В
эоцене северо-западные структуры закрылись под воздействием сил сжатия, что выразилось в отсутствии райчихинской свиты в их разрезах.
Обращенные (инверсионные) поднятия прослеживаются вдоль левобережья
Среднего Амура по выходам на поверхность позднемеловых-палеоценовых отложений.
Поднятия сформированы в палеоцене-эоцене на основе меловых рифтов. Режим поднятий обусловлен силами сжатия, направленными с юго-запада и приведшими к росту в
КНР хребтов Малого Хингана северо-западного простирания. Он проявлен сокращенными разрезами кайнозоя и крайне малыми мощностями палеоцен-эоценовых свит:
дармаканской, кивдинской и райчихинской. Мощность каждой из них колеблется от
первых десятков метров до первых метров, что свидетельствует об аккумуляции осадков на фоне блокового воздымания по Константиновскому (Сюньхэ) разлому. Второстепенные оперяющие разломы разделяют воздымающийся блок на ряд поднятий с
различной между собой историей развития. В олигоцене вся система обращенных поднятий действовала в режиме воздымания.
Усилившиеся в конце эоцена-олигоцене процессы растяжения по северовосточным разломам привели к континентальному рифтогенезу и образованию Сутарской расщелины, заполненной на ограниченном пространстве отложениями этого времени. Расщелина, по которой ныне протекает р. Сутара, была приурочена к зоне раздвига на границе зарождающейся Среднеамурской впадины. В олигоцене возродились
Ромненский и Поздеевский прогибы с накоплением мухинской свиты.
Максимум неотектонических процессов пришелся на первую половину миоцена,
в рамках планетарной активизации на мантийном уровне. В зонах Хинганского и Буреинского разломов, функционирующих в режиме раздвига, проявился трапповый вулканизм. На мобильном субстрате, преобразованном в ходе мелового орогенеза, был заложен Преображеновский грабен как краевая структура Среднеамурской рифтогенной
110
Рис. 1. Схема кайнозойской тектоники юга Прамурья (А)
со схемой сейсмического районирования (Б)
А. 1 – палеоген-неогеновые прогибы и впадины: а) с палеоцен-миоценовой аккумуляцией (P1-N1), унаследованные от меловых рифтов (К1) и грабенов (К2); б) палеоценового (P1) заложения, возрожденные в
олигоцене (P3) или в первой половине миоцена (N11-2); в) с эоцен-олигоценовой аккумуляцией (P2-3); г)
приразломные (N11-2 ); д) рифтогенные (N11-2-Q); е) межгорные, образованные при росте горной страны
(N11-2-Q); 2 – обращенные поднятия (P1-2), сформированные на месте меловых рифтов (К1) и грабенов
(К2); 3 – области олигоценового (а) и миоценового (б) погружения; 4 – области миоценового вулканизма
(N1); 5 – области современного (Qн) воздымания со скоростью: а) 5-10 мм/год; б) 10-15 мм/год; в) более
15 мм/год; 6 - области современного (Qн) опускания со скоростью: а) 1-5 мм/год; б) 5-10 мм/год; в) более
10 мм/год; 7 – разломы, подновленные в кайнозое: а) главные; б) второстепенные; 8 - жерла палеовулканов ,экструзии; 9 - антецедентные речные долины; 10 – участки перехвата речных долин, перевалы
сквозных долин; 11 – эпицентры современных землетрясений, их магнитуда в баллах.
Главные разрывные нарушения, периоды их кайнозойской активности: 1 – Свободненский (P - Q); 2 –
Константиновский (Сюньхэ) (P - Q); 3 – Буреинский (N-Q); 4 – Бирский (N-Q); 5 – Амурский (Qн); 6 –
Зейский (P - Q); 7 – Селемджинский (Qн); 8 – Западно-Туранский (N-Q); 9 – Танлу (N-Q).
Б. Зоны вероятной сейсмоактивности: 1 - 5 баллов; 2 - 6 баллов; 3 - 7 баллов; 4 - 8 баллов
впадины. Продолжалась аккумуляция и в Сутарской впадине, отделенной от Преображеновского грабена начавшими воздыматься хребтами Малого Хингана. Появление
111
Среднеамурской впадины связано с начальной стадией мощного миоценового ритма
регионального растяжения в соответствии с ритмикой кайнозойских глобальных пульсаций [3].
На окраинах Амуро-Зейской ГПВ в участках растяжения происходит возрождение структур север-северо-восточного и меридионального простирания, приостановивших свое развитие в палеоцене-эоцене. На сочленении Зейского и Свободненского
разломов формируется Зейско-Селемджинская система приразломных впадин. На пересечении Свободненского разлома с Западно-Туранским и Амурским возникают новые
впадины: Усть-Береинская и Усть-Майкурская. Ряд межвпадинных поднятий также испытывает слабое блоковое погружение. Происходит накопление бузулинской свиты с
ее сокращенным разрезом на поднятиях. О режиме растяжения в указанных направлениях говорит обилие крутопадающих (80-90°) трещин отрыва подобного простирания в
докайнозойском фундаменте, залеченных кальцитом или брекчиями трения.
Второстепенные широтные и северо-западные разломы, образованные при сжатии, действуют в это время в сбросовом режиме. Так, на Ерковецком буроугольном месторождении один из сбросов прослежен разведочными скважинами на расстояние 20
км. Нарушение фиксируется изменением гипсометрических отметок почвы пластов угля в кивдинской свите и охватывает отложения от мела до олигоцена включительно, не
затрагивая бузулинскую свиту начала миоцена. Сместитель фиксируется флексурными
перегибами угольных пластов. Амплитуда сбросового смещения достигает 40 м,
уменьшаясь на северо-запад. Разлом разделяет Ерковецкое месторождение на три участка: Южный и Западный с Восточным, причем в последних двух, в опущенном крыле
сброса, накапливается бузулинская свита. Сбросы с амплитудой смещения до 20 м выделяются и по долинам рек Ивановка и Козловка. В скважинах из окрестностей с. Варваровка, расположенного на р. Ивановка, выявлены воды с минерализацией более 1 г/л,
которые могут использоваться как минеральные столовые. Сумма ионов Na и K, с преобладанием Na, составляет в них 262 мг/л, гидрокарбонат-иона – 701 мг/л [5]. В докайнозойских отложениях сбросы фиксируются притертыми и малопротяженными трещинами скола, иногда – с зеркалами скольжения.
С т а д и я с т а б и л и з а ц и и с середины миоцена до начала четвертичного
периода отмечена площадным накоплением горизонтально залегающих свит: сазанковской и белогорской – и их аналогов в Среднеамурской и Яуринской впадинах. Эти свиты со стратиграфическим несогласием перекрывают как палеоцен-миоценовые впадины и прогибы, так и поднятия, их разделяющие.
Трехкратные подвижки блоков с т а д и и н о в е й ш е г о о р о г е н е з а , совпадающие по времени с периодами похолодания и оледенения более северных территорий и
излиянием плиоцен-четвертичных платобазальтов в КНР и на Становом хребте, выразились в перестройке рельефа, изменении конфигурации имеющихся речных долин, заложении новых и блоковом воздымании горных стран. Неравномерное воздымание
блоков земной коры сопровождалось и сопровождается поныне проявлениями сейсмичности и обвально-оползневыми явлениями, образованием сквозных и антецедентных долин, врезанных меандр, речными перехватами.
Корсаковский кривун р. Амур – крупная врезанная меандра с длиной петли 30
км и шириной перемычки 1 км. Менее выражена меандра на Зее, в зоне Зейского разлома.
На правом берегу р. Амур, в КНР, намечается боковой перехват Амуром р. Хумаэрхэ. В то же время левобережный участок долины р. Амур между селами Ушаково и
Кумара опущен, что выразилось в изменении русла приустьевой части р. Белая. Ранее
она впадала в Амур возле с. Ушаково, о чем свидетельствует цепь старичных озер в
пойме Амура. Теперь же она при выходе на пойму резко поворачивает вдоль борта на
112
юг и впадает в р. Амур выше с. Кумара, в 15 км от прежнего устья. В районе аэропорта
г. Благовещенск современная антецедентная долина р. Амур прорезает среднепоздненеоплейстоценовую долину Фабелахэ (КНР)-Симоновка (прежнее русло р. Фабелахэ, ранее впадавшей в р. Зея). Сейчас истоки р. Симоновка отделены от р. Зея узкой (100 м) перемычкой, образованной при воздымании Амуро-Зейского плато по Зейскому разлому. Правый берег р. Амур в антецедентных участках более пологий, что
противоречит правилу Бэра-Кориолиса. В настоящее время продолжается медленное
выведение фундамента на поверхность при врезе русла р. Амур на 1 мм/год и подъеме
Амуро-Зейского плато на 2,5-5 мм/год с максимумом подъема вдоль р. Зея. Этому способствует и положение Амуро-Зейского плато в зоне возможных 5-балльных землетрясений. Подземные толчки силой 3-4 балла фиксируются в г. Благовещенск, в среднем,
каждые 5 лет.
При средних скоростях вертикальных движений 10 мм/год и устойчивости тенденции их развития даже в условиях постоянно увеличивающегося денудационного
среза получается, что для формирования горных сооружений Турана и Малого Хингана, обрамляющих Амуро-Зейскую ГПВ с востока, было необходимо немногим более
200 тыс. лет. Но такой возраст гор Дальнего Востока противоречит имеющимся геологическим данным. Наиболее вероятен волновой колебательный характер четвертичных
тектонических движений с периодической сменой их знака и интенсивности. Это подтверждается данными повторного нивелирования [2], проведенного в три этапа (19011915, 1936-1943 и 1963-1971 г.г.) вдоль Транссибирской магистрали от г. Ачинск до г.
Владивосток. С 1901 по 1943 г.г. доминировали нисходящие движения со скоростью до
–50 мм/год и амплитудой –900 мм, с 1943 по 1971 гг. – восходящие со скоростью 13
мм/год и размахом до 350 мм. Восходящая направленность движений со скоростью 2,515 мм/год преобладает и поныне, но низовья рек Зея и Томь и участок Среднего Амура
между устьями рек Зея и Архара плавно опускаются со скоростью 1-2,5 мм/год. Ступенчато погружается и Преображеновский прогиб со скоростью опускания узких блоков северо-восточного простирания от 5 до 10 мм/год.
Среди главных р а з р ы в н ы х н а р у ш е н и й , определивших структуру региона в
кайнозое, по времени их активизации выделяются три группы: 1) Зейский, Константиновский и Свободненский – палеоцен-квартер; 2) Буреинский, Бирский, ЗападноТуранский и Танлу – первая половина миоцена – квартер; 3) Амурский и Селемджинский – квартер. Почти все они являются диагональными, за исключением ЗападноТуранского и Бирского ортогональных разломов. Второстепенные новейшие разломы
оперяли главные разломы при их заложении и смещали их в более поздние периоды.
Для большинства их возможно установить только четвертичную историю. Активность
второстепенных разломов определила присутствие цепей большедебитных родников и
образование современных речных долин. Все подновленные нарушения хорошо выражены на материалах АГСМ-съемок.
З е й с к и й р а з л о м протягивается вдоль долины р. Зея на север-северовосток. Он разграничивает два крупных блока: Амуро-Зейский и Зейско-Буреинский. С
палеоцена по миоцен он действовал как знакопеременный взбросо-сдвиг с более активным правым крылом. Это устанавливается по аномально малым мощностям кивдинской и бузулинской свит на правом берегу р. Зея (Дмитриевское поднятие), где, по палинологическим данным, они не превышают 8 м. На левом берегу они на порядок выше. Колебательные движения блоков по оси разлома обоснованы морфометрическими
данными. Сдвиговые дислокации север-северо-восточного направления подчеркиваются выступами обращенных поднятий.
В четвертичное время разлом является взбросом с поднятым Амуро-Зейским
блоком, расположенным между реками Амур и Зея. Это подтверждается рядом геоло113
гических, геоморфологических и гидрогеологических наблюдений. К.П. Караванов в
ходе геологической съемки масштаба 1:200000 еще в 60-е годы ХХ в. наблюдал сбросы
с амплитудой 0,3-0,5 м в средненеоплейстоценовом аллювии в 5 км севернее г. Благовещенск, а также в сазанковской свите севернее железнодорожного моста через р. Зея.
Вдоль правого борта р. Зея прослеживается цепь родников с мутной, слегка опалесцирующей, водой и повышенной относительно нормы ее температурой (5-90). Дебиты
родников до 25-32 л/сек. Происходит смещение первого от поверхности водоносного
горизонта на 34 м. Зона Зейского разлома шириной 3-4 км прослеживается по трещинам, проницаемым для гелия, что установлено при опытных работах А.Т. Сорокиной в
1990 г. Зейский разлом служит северной ветвью крупной разрывной структуры Дасиньанлинь [4], со смещением уходящей в КНР на вулканическое поле Удалянчи. Извержение вулканов Удалянчи наблюдал офицер армии Петра I во время путешествия по
Маньчжурии. Дасьньанлинь-Зейский разлом трассируется цепью эпицентров землетрясений с магнитудой 4-5,5 баллов, один из которых интенсивностью 4 балла зафиксирован у г. Благовещенск в 1985 г. Более слабые 3-балльные толчки были отмечены в том
же очаге в 1995, 2003 и 2008 г.г. Землетрясения силой 3-4 балла улавливаются сейсмостанцией г. Благовещенск каждые 5-7 лет.
С в о б о д н е н с к и й р а з л о м широтного простирания был активен еще в
палеоцене. К нему приурочено экструзивное тело трахиандезитов с возрастом 58 млн
лет. В миоцене подвижки по этому разлому и оперяющим его второстепенным нарушениям привели к заложению Сапроновской впадины. На рубеже неогена и квартера поднятие южного блока по разлому обусловило резкое сужение палеодолины Амура и, соответственно, площади выходов белогорской свиты. В настоящее время он трассируется прямолинейными участками долин рек Мал. Пера, Бирма и Томь, цепью высокодебитных родников и повышенной водообильностью водозаборных скважин. Дебиты
скважин 7-44 л/сек. Температура воды в колодцах до 90 при обычной в регионе 2-30. В
августе 2008 г. на окраине Свободного сошел сель, приведший к человеческим жертвам. Такого явления старожилы не помнят за последние 50 лет. Судя по геологическим
данным, Свободненский разлом на протяжении своей кайнозойской истории действовал в режиме знакопеременного сброса.
К о н с т а н т и н о в с к и й ( С ю н ь х э ) р а з л о м является составной частью
субширотного Сюньхэ-Бирского пояса [4]. Он ограничивает с юга блок обращенных
поднятий. На поднятиях в верхнемеловых-палеоценовых отложениях завитинской, цагаянской и дармаканской свит постоянны крутопадающие зеркала скольжения. Это
свидетельствует о взбросовых подвижках по Константиновскому разлому в палеогене.
Наиболее активным взброшенным блоком был южный, расположенный в КНР. Здесь
под воздействием сил сжатия, направленных с юго-запада на северо-восток, начали
формироваться хребты Малого Хингана, разделившие впадины Амуро-Зейскую и Сунляо. Не исключено, что образование Константиновского разлома связано со столкновением Индийской и Азиатской плит. Северный блок, к которому приурочены обращенные поднятия, в течение палеогена - первой половины миоцена совершал вертикальные
колебательные движения. Они способствовали аккумуляции отложений кивдинской,
райчихинской и бузулинской свит в периоды опускания блоков. При воздымании блоков аккумуляция прекращалась, чем и обусловлены малые мощности свит на обращенных поднятиях. Оперяющие разломы северо-восточного простирания функционируют
как сбросо-сдвиги, активные в разные геологические периоды, с горизонтальным смещением осевой плоскости Константиновского разлома и отдельных поднятий на расстояние до 10-20 км.
Современная кинематика разлома изучалась в 2001-2003 гг. на локальном полигоне, расположенном в с. Константиновка, в составе Амуро-Зейского геодинамического
114
полигона [1]. Поводом для создания локального полигона послужило то, что на территории села происходили выделения глубинных газов различного состава, а также деформации зданий и сооружений. Исследования методом GPS-геодезии показали, что
степень нарушенности зданий коррелирует с плотностью разломов в фундаменте Амуро-Зейской ГПВ. Коэффициент корреляции 0,74. Рассчитанные скорости относительных деформаций за период 2001-2003 г.г. высоки (25-80 мм/год). Из этого следует, что
деформации строений в с. Константиновка связаны с активными горизонтально действующими тектоническими силами, передающимися от кристаллического фундамента
Зейско-Буреинской впадины. По сейсмологическим данным, механизмы землетрясений
в приграничных районах представлены коровым типом. При этом ось сжатия в их очагах направлена в субширотном направлении, а ось растяжения – в меридиональном.
Это предполагает левосторонние сдвиговые или сбросо-сдвиговые смещения по локальным широтным нарушениям Сюньхэ-Бирского пояса, включая и Константиновский (Сюньхэ) разлом, и правосторонние сдвиго-взбросы по оперяющим разрывам северо-восточного простирания.
Активизация этих структур способствует их повышенной проницаемости для газов и подземных вод. К сочленению субширотных и северо-восточных нарушений приурочено Константиновское месторождение минеральных вод. В долине р. Гильчин обнаружена зона трещиноватости с аномальной проницаемостью для водорода. В верховьях реки происходит скачкообразное уменьшение глубины залегания первого от поверхности водоносного горизонта. В зонах северо-восточных разломов повышается водообильность родников и скважин (дебиты 6-19 л/сек против нормы 2-3 л/сек и менее),
температура воды в родниках и колодцах (до 9-200). Вода часто опалесцирует, имеет
тухлый запах. В сентябре 2009 г. в Хинганском заповеднике на озере из поймы р. Амур
произошел массовый замор рыбы при отравлении фенолом, который встречается в
смолистых нефтях. Озеро приурочено к осевой части Константиновского разлома. Данный факт позволяет расценивать разлом как нефтеподводящую структуру.
Второстепенные субширотные сбросо-сдвиги, приуроченные к долинам рек
Томь и Белая, активны в настоящее время. На правом берегу р. Томь в песчаных карьерах постоянны оползни и осовы, в которые вовлечены как пески надпойменных террас,
так и современные почвы. В песках террас видны протяженные зоны лимонитизации
мощностью 1-1,5 м. Залегание зон субгоризонтальное, с ундуляцией по простиранию
вдоль долины реки в пределах 2-30. Возле с. Новосергеевка пески белогорской свиты по
слоистости замещены линзами каолина, которые вертикально смещены по притертым
трещинам на расстояние 0,4 м. Этот факт свидетельствует о, как минимум, двукратном
подновлении Томского сбросо-сдвига в течение четвертичного времени. В августе 2008
г. по Томскому разлому произошла активизация теплового потока. В одном из подворий с. Никольского, расположенного на левом берегу Томи, из водозаборной колонки
пошла горячая (500) вода. В соседней колонке, установленной в этой же усадьбе, вода
оставалась ледяной. Техногенные причины этого факта исключены в ходе расследования.
О послемеловом подновлении разлома вдоль р. Белой говорит наличие рассланцованных раннемеловых диорит-порфиритов в забое водозаборной скважины с. Поздеевка. В пределах села происходит смещение первого водоносного горизонта на 12 м. В
ряде приречных сел по керну скважин наблюдаются зеркала скольжения и зоны ожелезнения песков в отложениях от палеоцена до нижнего неоплейстоцена включительно.
Залегание зон субгоризонтальное, их мощность достигает 2 м.
Б у р е и н с к и й р а з л о м заложился в миоцене, что определяется по цепи
выходов базальтов удурчуканской свиты на левом берегу р. Бурея. Он ограничил ареал
миоценового траппового вулканизма. В настоящее время он затушеван территорией
115
Бурейского водохранилища. На картах, составленных до заполнения ложа водохранилища, видны многочисленные пороги на р. Бурея, протяженный антецедентный участок
долины реки вдоль всего разлома, останцы цокольных надпойменных террас реки. Наличие разлома подчеркнуто рисунком изобаз современного поднятия и структурноденудационным рельефом. Это свидетельствует об активности нарушения в четвертичное время. По высокой сейсмоактивности хребта Турана и интенсивности его воздымания можно предположить, что сейчас Буреинский разлом является взбросом со взброшенным северным крылом. Скорость подвижек по нему, замеренная в GPS-пункте Талакан [1], невелика и составляет 0,5 мм/год.
Б и р с к и й р а з л о м является восточной оконечностью Сюньхэ-Бирского
пояса разломов. Он разделяет Баджало-Буреинский и Хинганский блоки [1] и ограничивает площади проявления кайнозойского рифтогенеза, действуя в миоцене как сброс
со сброшенным южным крылом. В настоящее время он выражен протяженной сквозной
долиной Хинган-Кимкан-Бира. Современная динамика разлома изучалась на АмуроЗейском геодинамическом полигоне в GPS-пункте Сутара [1]. Установлено, что Бирский разлом действует в режиме сдвиго-надвига с движениями активного северного
блока на юго-запад со скоростью 2,6 мм/год.
З а п а д н о – Т у р а н с к и й р а з л о м меридиональной ориентировки ограничивает аккумулятивную область Амуро-Зейской ГПВ, активизированную в миоцене.
Его направленность подчеркивает конфигурация Романовского прогиба. Западнее нарушения в миоцене, во время вулкано-тектонической активизации, начался рост горных хребтов Турана и Малый Хинган. Четвертичная активность определяется для
фрагментов дизъюнктива по прямолинейным участкам рек и перевалам их сквозных
долин. Долины многих малых рек, подчеркивающих направление разлома, антецедентны. Судя по продолжающемуся росту горных хребтов со скоростью, превышающей
скорость воздымания предгорной части равнины, Западно-Туранский разлом является
взбросо-надвигом со взброшенным восточным крылом, надвигающимся на юго-запад
со скоростью 1,4 мм/год [1].
Развитие р а з л о м а Т а н л у , контролирующего миоценовую структуру Преображеновского рифтогена, продолжается в активном режиме и по настоящее время [3], о
чем свидетельствует его высокая насыщенность четвертичными дислокациями тектонической и сейсмогенной природы. Разлом трассируется мощными и обширными аллювиально-пролювиальными шлейфами, сопровождается структурно-денудационным
рельефом. Непосредственно к югу, в КНР, в зоне разлома Танлу известны эпицентры
землетрясений с магнитудой до 5,5 баллов. Дизъюнктив функционирует в режиме знакопеременного сдвига [3] с преобладанием правосторонних смещений [1]. Геологическими индикаторами знакопеременного сдвига являются инверсионные внутренние
поднятия в Преображеновском прогибе. К разлому приурочены источники пресных вод
с дебитами 7-80 л/сек, в том числе незамерзающие, что свидетельствует о постоянном
тепловом потоке по нему.
К второстепенному Хинганскому разлому северо-восточного простирания, достаточно активному и поныне, приурочены очаги наиболее интенсивных для региона
землетрясений с магнитудой 5-6,5 баллов, а также источники минеральных вод: Есауловский, Горячие Ключи и Кульдур.
А м у р с к и й р а з л о м прослеживается по левому борту долины Верхнего
Амура. Он разделяет Северо-Китайский и Амуро-Зейский блоки [1] с разным геологическим строением. Выходы скального фундамента вдоль р. Амур трассируют фронтальную часть Амурского надвига. Его четвертичная активность определяется геоморфологическими факторами: антецедентными участками долины р. Амур, рядом сквозных долин малых рек и т.д. Фрагменты нарушения подчеркнуты линейными корами
116
выветривания. Вдоль всего разлома изливаются родники с дебитами 10-15 л/сек, среди
которых немало восходящих. Вода в них желтая или опалесцирующая, с температурой
до 7-200, что свидетельствует о тепловом потоке по разлому. Вода в родниках около сел
Бибиково и Сергеевка горьковатая, с запахом сероводорода, что указывает на возможную близость залежей горючего газа. Широкая (5-7 км) зона Амурского разлома проницаема для гелия, водорода и углекислого газа. Мелкие северо-восточные нарушения,
оперяющие его, проницаемы только для водорода. На Сергеевском буроугольном месторождении, расположенном в зоне Амурского разлома, в углях установлены аномальные значения отражательной способности витринита, более характерные для антрацитов и метаантрацитов: в углях раннемеловой поярковской свиты 5,75-6,01%, бузулинской свиты – 4,05-5,1%. Амурский разлом останавливает действие субширотных
нарушений, активных до четвертичного времени. Он действует как взбросо-надвиг с
активным Амуро-Зейским блоком, чему есть геоморфологические доказательства.
С е л е м д ж и н с к и й р а з л о м северо-восточного простирания установлен
по прямолинейной долине р. Селемджа и подтвержден исследованиями на АмуроЗейском геодинамическом полигоне [1]. Как и большинство новейших разломов подобной направленности, он является правосторонним сбросо-сдвигом.
Таким образом, неотектонические процессы на юге Приамурья и, в частности, в пределах обжитой части Амуро-Зейской ГПВ являются неоспоримыми фактами, подтвержденными инструментально. В настоящее время их почти не учитывают как в общехозяйственной деятельности, так и в геологопоисковых работах. Между тем, новейшие
разломы важны для поисков месторождений питьевых и минеральных вод. В ряде золотороссыпных районов более северных территорий установлено рудоподводящее значение современных разломов с обогащением ряда золотых россыпей. Поисковое значение имеют лишь те разломы, которые функционируют в режиме растяжения. Разломы,
существующие в голоцене в режиме сжатия, не могут быть подводящими для рудообразующих гидротермальных растворов. Однако понимание их наличия поможет правильной расшифровке структур рудных полей и россыпных месторождений.
Работа осуществлена в рамках ГГК-1000/3 (лист М-52) на федеральные средства.
Список литературы
1. Ашурков С. В., Мирошниченко А. И., Саньков В. А. и др. Современные движения на Амуро-Зейском
геодинамическом полигоне // В сб.: Тектоника и глубинное строение востока Азии. VI Косыгинские чтения. – Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН, 2009. – С. 26-28.
2. Гаврилов А. А. Парадоксы плейттектонических палеогеодинамических моделей и реконструкций (юг
Дальнего Востока) // В сб.: Тектоника и глубинное строение востока Азии. VI Косыгинские чтения. – Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН, 2009. – С. 16-20.
3. Коковкин А. А. Амуро-Ханкайская рифтогенная система в эволюционирующей структуре континентальной коры востока Азии // В сб.: Тектоника и глубинное строение востока Азии. VI Косыгинские чтения. – Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН, 2009. – С. 59-62.
4. Тектоника, глубинное строение и минерагения Приамурья и сопредельных территорий/ Под ред. Г. А.
Шаткова, А. С. Вольского. – С.-Пб.: ВСЕГЕИ, 2004. – Рис. 4 (гр. прил.).
5. Шестаков Б. И. Влияние разработки Ерковецкого угольного месторождения на окружающую среду. –
Благовещенск: АмГУ, 2004. – 37 с.
ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ И МЕТАЛЛОГЕНИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ
ЗАБАЙКАЛЬЯ В НЕОПРОТЕРОЗОЕ, ПАЛЕОЗОЕ И МЕЗОЗОЕ
И.В. Гордиенко
Геологический институт СО РАН, Улан-Удэ, gord@pres.bscnet.ru
В работе на основе обобщения геолого-геохимических, изотопно-геохронологических и палеомагнитных данных разработана модель геодинамической и металлогенической эволюции неопротрозой-
117
ских, венд-палеозойских и мезозойских островных вулканических дуг, активных континентальных окраин, коллизионных, постколлизионных и внутриплитных гранитоидов в зоне взаимодействия Сибирского
континента, Палеоазиатского и Монголо-Охотского океанов.
Изучение геодинамических режимов различных областей Земли с использованием методов тектоники литосферных плит позволили по-новому подойти к тектоническому и металлогеническому анализу территории. Так, при исследовании магматических пород различного состава в складчатых областях Земли было установлено, что
геохимические особенности пород практически не зависят от возраста, а определяются
главным образом типом геодинамической обстановки, в которой они формировались.
Было выявлено, что для каждой обстановки устанавливается строго определенное геодинамическое строение, ансамбль тектонических структур, магматических и метаморфических комплексов и связанных с ними месторождений полезных ископаемых. Каждой геодинамической обстановке свойственна своя совершенно определенная структурно-магматическая и соответственно металлогеническая зональность, обусловленная
главным образом увеличением щелочности магматических пород от фронтальной к тыловой частям активных континентальных окраин и островных вулканических дуг. Однако иногда такая зональность нарушается, что связано прежде всего с участием разных по геодинамической природе источников магматизма и соответственно рудного
вещества в тектонически однородных структурах. Естественно, что такие особенности
магматизма должны учитываться при металлогенических построениях [1, 2, 3].
В истории геологического развития региона в неопротерозое остается еще много нерешенных вопросов. Согласно данным, имеющимся по складчатому обрамлению
юга Сибирской платформы, Палеоазиатский океан образовался в результате распада
суперконтинента Родиния в период от 1100 до 720 млн. лет назад [4,5]. В Забайкалье в
это время активно формировался Баргузино-Витимский океанический бассейн и сопряженные с ним Келянская и Метешихинская островодужные системы. В пределах
Баргузино-Витимского
океанического
бассейна
распространены
среднепозднерифейские сложно дислоцированные осадочно-метаморфические толщи, выделяемые в составе Баргузинского и Верхневитимского (Икатского) турбидитовых террейнов [6]. Среди осадочно-вулканогенных толщ этих террейнов повсеместно встречаются глубоководные кремнистые отложения и офиолиты, сложенные серпентинитами,
метабазальтами типа E-MORB и OIB и указывающие на спрединговую природу Баргузино-Витимского бассейна. Возраст офиолитовой ассоциации (гипербазиты, габброиды, базальты) в Шаманской палеоспрединговой зоне Багдаринского прогиба составляет
соответственно 971, 939, 892 млн. лет [7]. Фрагменты Келянского островодужного террейна, занимающего практически весь бассейн р. Витим, образованы туфами, туффитами и лавами риолитов, плагиориолитов, андезитов, бонинитов и базальтов известково-щелочной серии с возрастом 837 млн лет, а также габбро и плагиогранитами с возрастом 908 млн лет [8]. Офиолиты включают гипербазиты, габбро, базальты и глубоководные кремнисто-глинистые породы рассматриваются в качестве фундамента Келянской островодужной системы [9]. Метешихинская (Метешиха-Урбиканская) островодужная система в настоящее время фиксируется базальтами верхнерифейской итанцинской свиты, а также отдельными магматическими телами перидотит-пироксенитгаббрового состава, с возрастом 809-750 млн. лет, расположенными вдоль восточного
побережья озера Байкал от устья р. Селенги до р. Урбикан на расстояние свыше 350 км
[10]. Следует отметить, что океаническая кора Келянской островодужной системы к
концу неопротерозоя субдуцировала под Муйско-Становой кратонный террейн, который к началу венда сочленился с Сибирским кратоном и в дальнейшем развивался совместно в виде пассивной континентальной окраины.
118
В металлогеническом отношении с неопротерозойским этапом связаны месторождения и проявления асбеста (Молодежное месторождение) и хромитов в гипербазитах офиолитовых комплексов. С этим же океаническим этапом связано начало формирования золотого оруденения Байкало-Муйского пояса. Со становлением Келянской
островодужной системы связано формирование золотого оруденения в Каралонском и
Каменном блоках Келянского террейна (месторождения и рудопроявления Каменное,
Каралон, Бахтернак и др.). Данные по Rb-Sr датировкам вмещающих и измененных пород показывают неопротерозойский возраст. Среди основных типов оруденения выделяются как среднетемпературные кварцевожильные, связанные с гранитоидами муйского островодужного комплекса, так и эпитермальные высокосульфидные с теллуридами золота и серебра, ассоциирующие с метаэффузивами среднего и кислого состава
келянской свиты [11, 12].
Раннепалеозойский этап геодинамического развития рассматриваемого региона,
охватывающий большую часть венда, кембрий, ордовик и силур является одним из
важнейших эпизодов формирования складчатой структуры палеозоид южного обрамления Сибирской платформы. Тектоническая история этих структур напрямую связана
с историей заложения, развития и закрытия Палеоазиатского океана. Главным в истории ранних каледонид считается рубеж ~ 570 млн. лет [4]. Именно к этому рубежу приурочено формирование большинства офиолитовых зон по сибирской окраине Палеоазиатского океана и формирование островодужных систем [13]. Так, в Джидинской
островодужной системе, находившейся по палеомагнитным данным на значительном
удалении от Сибирского континента, выявлен полный разрез венд-раннекембрийской
офиолитовой ассоциации, кроме того, здесь широко представлены разнообразные островодужные комплексы, коллизионные и постколлизионные гранитоиды. Островодужные комплексы представлены вулканическими и осадочными породами энсиматической островной дуги, крупных симаунтов (гайотов), преддугового и задугового бассейнов, а также габбро-диорит-тоналит-плагиогранитной ассоциацией пород повышенной
основности, завершающей формирование Джидинской островодужной системы на окраине Палеоазиатского океана [14]. Удино-Витимская островодужная система по палеомагнитным данным в начале кембрия имела (в древних координатах) субмеридиональную ориентировку и располагались в приэкваториальной области [13]. По крупной
правосторонней сдвиговой зоне она граничила с вышеописанной Джидинской системой, однако в отличие от последней имела обратную полярность и субдуцировала под
Яблоново-Становой микроконтинент. Система включала преддуговый осадочный бассейн, аккреционную призму с глубоководным желобом и собственно вулканическую
дугу. В настоящее время сохранился только ряд фрагментов островодужной системы,
которые образуют разного размера ксенолиты (провесы кровли) нижнесреднепалеозойских осадочно-вулканогенных и субвулканических пород среди обширных полей верхнепалеозойских гранитоидов Ангаро-Витимского батолита. Выделяются следующие наиболее крупные (более 100 км2) фрагменты (террейны) УдиноВитимской островодужной системы (с востока на запад): Еравнинский, Олдындинский,
Кыджимитский, Мэлдэлгенский, Ямбуйский, Абагинский. Во фронтальной части Удино-Витимской островодужной системы сформировался Забайкальский междуговый
спрединговый океанический бассейн. Южной (в древних координатах) границей этого
бассейна служила область шельфа и континентального склона пассивной континентальной окраины Сибирского кратона, которая в свою очередь граничила с ранее сформированным Байкало-Патомским складчато-надвиговым поясом. Отложения шельфа и
континентального склона в целом сходны с синхронными отложениями Сибирской
платформы, отличаясь от них на порядок большей мощностью. В пределах океанического бассейна они слагают отдельные изолированные прогибы и сохранившиеся от
119
эрозии останцы, по-видимому, единого с чехлом платформы осадочного покрова. В
пользу этого вывода свидетельствует сходство кембрийской фауны с фауной Сибирской платформы. Необходимо отметить, что в пределах северо-западной части Забайкальского спредингового бассейна и коллажа террейнов Приольхонья и Восточного
Прибайкалья всюду наблюдаются фрагменты островных дуг, океанических островов,
базальтов срединно-океанических хребтов, глубоководных осадков. Все это говорит о
том, что на раннекаледонском этапе развития Забайкалья, по-видимому, существовала
целая система островных дуг, преддуговых и задуговых бассейнов различной зрелости,
которая в последующем была уничтожена в результате интенсивных аккреционноколлизионных и постколлизионных процессов. В последнее время в этом районе выделены фрагменты Ангинской и Таланчанской островных дуг [15].
В ордовике и силуре в исследуемом регионе произошла глобальная тектоническая перестройка, выразившаяся в смене направления движения литосферных плит.
Сибирский континент, перемещаясь в северном направлении, практически прекратил
вращательное движение. Смена направления движения океанических плит по отношению к островодужной системе привела к формированию левосторонних сдвиговых зон
в структуре окраины континента. Формирование венд-кембрийских островных дуг Палеоазиатского океана завершилось мощными аккреционно-коллизионными процессами
сжатия и скучивания сиалических масс в результате столкновения террейнов различной
геодинамической природы. В итоге по всему складчатому обрамлению севера (в древних координатах) Сибирского кратона возник пояс коллизионных структур, которые
совместно с отложениями шельфа и континентального склона сформировали обширную континентальную окраину Палеоазиатского океана. На этой окраине активно формировались коллизионные гранитоиды. Гранитообразование охватило районы Хамардабана, Джидинскую и Малханскую зоны, где уже давно установлены гранитоиды и
метаморфиты ордовикского возраста. Широко они также распространены в Монголии
и захватывают некоторые районы Северного Забайкалья, Станового нагорья и Приаргунского микроконтинента [3].
Металлогения раннепалеозойского этапа проявилась в основном в островных
дугах. Удино-Витимская островодужная система, в отличие от неопротерозойских островных дуг, специализирована больше на железорудное, колчеданное и колчеданнополиметаллическое оруденение, которое широко развито не только в Еравнинском останце пород островодужного комплекса, но и в Абагинском, Верхне-Курбинском,
Кыджимитском реликтах вулканогенно-осадочных пород раннепалеозойского возраста.
Гематитовые и магнетит-гематитовые тела железорудных месторождений имеют согласное залегание с вмещающими вулканогенными породами, в зонах воздействия гранитоидов скарнированы и имеют существенно магнетитовый состав. В одном только
Еравнинском
останце
известно
более
30
месторождений
колчеданнополиметаллических, Fe-оксидных, Fe-Mn-карбонатных руд, которые могут быть отнесены к гидротермально-осадочным (собственно островодужным), гидротермальнометасоматическим и скарновым. Золоторудная минерализация известна только на одном месторождении (Назаровском) и является, по-видимому, более поздней по отношению к основному колчеданно-полиметаллическому оруденению [16].
Металлогеническая специализация ордовик-силурийского этапа развития региона до конца не ясна. С коллизионными гранитами ордовикского возраста в юговосточной части Восточного Саяна, возможно, сформировано крупное Коневинское золоторудное месторождение и другие проявления золото-медно-порфирового типа. Отмечается золоторудная минерализация в Дархинтуйском гранитоидном массиве Джидинской зоны.
120
В среднем палеозое (девоне - раннем карбоне) увеличившийся в размерах Сибирский континент находился в северном полушарии. К этому времени Палеоазиатский
океан трансформировался в океан Палеотетис [17]. По южной (в современных координатах) окраине Сибирского континента существовали следующие геодинамические обстановки: 1) обширная Саяно-Байкальская активная континентальная окраина с рифтогенным и коллизионным магматизмом, а также мелководным морским осадконакоплением; 2) Хангай-Хэнтэй-Даурская система окраинно-континентальных спрединговых
морей и окружающих их островных дуг Монголо-Охотского океанического бассейна;
3) Южно-Монгольская островодужно-океаническая система северной окраины Палеотетиса. В пределах Хангай-Хэнтэй-Даурской системы окраинно-континентальных
спрединговых морей, в среднем палеозое образовался протяженный (свыше 2000 км)
Монголо-Охотский океанический бассейн. Этот бассейн с юго-востока (в современных
координатах) через систему островных дуг и задуговых морей примыкал непосредственно к активной окраине Сибирского континента и по длине вполне был соизмерим с
ее юго-восточной частью. По существу бассейн состоял из цепочки окраинных морей
(Хангайское, Хэнтэйское, Даурское, Агинское, Ольдойское), разделенных поперечными поднятиями. Система окраинных морей была окружена энсиалическими островными дугами (Северо-Хангайская, Северо-Хэнтэйская, Северо-Агинская, Ононская и др.),
в которых в течение девона, раннего и среднего карбона проявился интенсивный островодужный магматизм (в вулканической и интрузивной форме) и образовались задуговые мелководные морские бассейны с бореальной фауной [18]. Во внутренних частях
окраинных спрединговых морей (Хэнтэйском, Даурском, Агинском и др.) происходило
излияние толеитовых базальтов и внедрение тел диабазов, габбро-диабазов. В Агинском прогибе обнаружены линзы серпентинитов. Базальты типа N-MORB обнаружены
нами в Даурском и Агуца-Кыринском прогибах Восточного Забайкалья [19]. Базальтами насыщены в основном низы девон-карбоновых разрезов окраинных морей, где они
ассоциируют с яшмами и кремнисто-граувакковыми (турбидитовыми) отложениями.
Выше по разрезу базальты встречаются в меньшем количестве. Все это указывает на то,
что обстановка растяжения была максимальной в начале девона, а затем затухала к
концу карбона. Характерной особенностью развития внутренних частей окраинных морей является практическое отсутствие среднепалеозойских интрузий гранитоидов.
Отсутствие девонских гранитов в Забайкалье свидетельствует о том, что аккреция 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 МонголоОхотского океанического бассейна. Судя по палеомагнитным данным, формирование
верхнепермских вулканогенных формаций расположенных севернее МонголоОхотской сутуры (алентуйская свита) и южнее этой сутуры (борзинская серия, белектуйская свита), происходило в разных палеоширотах (63,8є и 20,9є сш), что соответствовало раскрытию океанического пространства шириной свыше 3500 км [20]. Развитие
Монголо-Охотского спредингового океанического бассейна сопровождалось активными 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 ха121
рактер [21]. Во фронтальной зоне активной окраины формировалась Береинская островодужная система, в составе которой выделяется каменская толща дифференцированных вулканитов андезит-дацит-риолитового состава и плутонические образования перидотит-габбро-тоналитового состава. Все эти магматические породы характеризуются
островодужными геохимическими параметрами [22]. Кроме Береинской островной дуги, по вдоль активной окраины Сибирского континента широко проявились пермокарбоновые 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) вулкано-плутонический пояс рифтогенного типа [13]. В результате формирования рифтогенных структур Селенгино-Витимского вулкано-плутонического пояса произошло дальнейшее наращивание литосферы за счет мантийного и преобразованного корового вещества, 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 островная 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. месторождения). Со щелочными гранитами пространственно связано фтор-бериллиевое
(Ермаковское, Ауник, Амандак) и некоторые типы молибденового оруденения [3].
В целом, верхнепалеозойский этап развития рассматриваемой территории привел 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 заливом - 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 Монголо-Охотского океанического бассейна, в результате чего оказалась перекрытой спрединговая зона этого бассейна, которая продолжала функционировать и обусловила образование на окраине континента овальных зон “рассеянного” рифтогенеза и “распыленного” вулканизма. Отличительной особенностью этого процесса явилось сочетание
обстановок сжатия и растяжения, в результате чего здесь образовались многочисленные вулканотектонические структуры, сложенные вулканитами дифференцированных
(островодужных) и бимодальных (внутриплитных) серий, в ассоциации с редкометалльными гранитоидами различной щелочности и кислотности. Только на территории
Забайкалья выделяется более 200 рифтогенных впадин и других тектонических структур сложенных разнообразными вулканическими и осадочными комплексами.
122
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 металлогеническую зональность вокруг “отмирающего” раннеюрского морского залива МонголоОхотского океанического бассейна, вдоль Монголо-Охотской сутуры. При этом показано, что формирование магматических пород и связанных с ними месторождений полезных ископаемых, определяется положением и сложным взаимодействием конструктивных и деструктивных границ литосферных плит. От раннего до позднего мезозоя
формирование магматических комплексов мигрировало с запада на восток вслед за отступающими морскими и океаническими бассейнами. Как уже указывалось выше, подобная 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 МонголоОхотского складчатого пояса располагаются следующие главные металлогенические
пояса: верхнепалеозойско-юрский редкометалльно-молибден-вольфрамовый, преимущественно юрский молибден-золотой, юрский олово-вольфрам-редкометалльный, юрский уран-золото-полиметаллический. Кроме того, главные металлогенические пояса
Забайкалья сопровождаются флюоритовыми, урановыми, золото-серебряными, ртутносурьмяными 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 геодинамический режим в виду того, что произошло столкновение Сибирского и СевероКитайского континентов и закрытие Монголо-Охотского океанического бассейна. В результате этих процессов прошли мощные коллизионные события, приведшие к структурной перестройке региона, ликвидации океанических и субокеанических бассейнов,
возникновению складчатости и внедрению многочисленных интрузий гранитоидов с
коллизионными и островодужными геохимическими характеристиками. С коллизионными событиями связаны процессы регионально-дислокационного и купольного метаморфизма и формирование метаморфогенных золото-кварцевых жил. Внедрение гранитоидов сопровождалось плутоногенным золото-кварцевым и золото-редкометалльнокварцевым, 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 АгаБалей-Борзинской. При этом значительные золоторудные обьекты находятся за пределами сутуры (Вершино-Дарасунское поле, месторождения в междуречье Шилки и
Олекмы) По нашему мнению, такой структурный контроль оруденения связан с длительным процессом формирования Монголо-Охотской сутуры, с ее аккреционноколлизионной и постаккреционной историей, когда месторождения, сформированные в
другой геодинамической обстановке, на значительном удалении от современного по123
ложения сутурной зоны, в последующем были сюда перемещены и сконцентрированы, а
затем преобразованы в золоторудные объекты.
Таким образом, металлогенический анализ, выполняемый в рамках узких интервалов геологического времени, позволяет выявлять металлогенетические зоны как по
месторождениям и рудопроявлениям, так и по потенциально рудоносным магматическим
породам. Определяя тип геодинамической обстановки формирования магматизма, можно, по аналогии с другими регионами, сформированными в сходных геодинамических условиях, предсказывать металлогеническую характеристику конкретной территории.
Список литературы
1. Критерии прогнозной оценки территорий на твердые полезные ископаемые / Под ред. Д.В. Рундквиста. Л.: Недра, 1978. - 607 с.
2. Гордиенко И.В., Кузьмин М.И. Геодинамика и металлогения Монголо-Забайкальского региона // Геология 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 вендкембрийских 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 свете 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 месторождений 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, Забайкалье) // 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 Ольхонского террейна на примере Метешихинской группы массивов // Геодинамическая эволюция литосферы 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 (Северное 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 Палеоазиатского 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 северо-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 «Тектоника 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. Анашкина, 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 Забайкалье) // Литосфера, 2007. № 1. - С. 138-146.
124
20. Kravchinsky V.A., Cogne J-P., Harbert W.P., Kuzmin M.I. Evolution of the Mongol-Okhotsk оcean as constrained 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 ЦентральноАзиатском 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 Забайкалья – геохимические особенности и геодинамическое положение // Геодинамическая эволюция литосферы 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 обрамления Монголо-Охотского пояса (на примере северо-восточной части Аргунского террейна, Приамурье) // 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 металлогения 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 субмеридионально. В зоне Станового разлома она граничит со структурами Западно-Алданского составного террейна по системе правых сдвигов [1, 2]. На юго-западном окончании этого террейна близ широтной Каларской зоны тектонического меланжа при полевых исследованиях обнаружена обратная вергентность
структур, соответствующая кинематическому типу левого сдвиго-взброса. Эти наблюдения соответствуют сейсмологическим данным о северо-западном направлении оси сжатия в Байкальской рифтовой зоне. Причиной расчешуивания можно полагать торошение Алдано-Станового щита вдоль Станового разлома.
Северной границей Монголо-Охотского складчатого пояса - буферной зоны между Евразийской и Амурской литосферными плитами служат Становая разломная и
Байкальская рифтовая зоны [3]. По сейсмологическим данным [там же, с. 60] кинематический 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 транспорта вещества на юго-западном краю Каларского блока близ границы с БайкалоМуйским поясом, в области действия «байкальского» вектора сжатия.
Участок исследований относится к Забайкальскому сейсмическому блоку буферной зоны [3], западному окончанию Станового (Каларского) разлома. В географическом 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). Непосредственный контакт комплексов Алдано-Станового щита и Байкало-Муйского пояса
перекрыт рыхлыми отложениями и нигде не наблюдался. На широте устья р. Ципы эта
125
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 ультрабазитов; 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 пластин 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 гранитоидов. Геологическое строение пограничной области обусловлено взаимодействием
фрагментов земной коры, имеющих разную геологическую историю. По современным
представлениям [7; 8] присоединение Станового мегаблока к Алданскому и образование 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 метаморфизмом. «Сшивающими» разновозрастные и разнотипные блоки и пластины в Западно-Алданском террейне служили интрузивные граниты и пегматиты нормального
ряда с возрастом 1.9-2.6 млрд. лет; а в Каларской зоне тектонического меланжа – пегматиты и расслоенные габбро-гипербазитовые плутоны возраста 2.0-1.8 млрд. лет [7]. В
фанерозое район исследований относился к восточной части Байкальской рифтовой зоны, 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 магматизма и бимодального вулканизма [10]. Можно полагать, что на западной окраине Ка126
ларского блока возможны надвиги, сдвиги, синхронные надвигообразованию гранитоиды и проявления фанерозойского магматизма. Условия сжатия здесь возникали неоднократно.
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 метабазитов, гранат-биотитовых гнейсов, иногда с силлиманитом, кальцифиров. Гранитоиды и метабазиты чередуются в «разрезе» и образуют маломощные (от десятков сантиметров до 3-4 м) секущие тела. Контрастные по минеральному составу дайки пегматитов, метабазитов при последующих складчатости и реоморфизме приобрели общую с
вмещающими полосчатость. Наблюдаются мелкие куполообразные структуры.
На участке выделены 5 макроскопических разновидностей гранитоидов: гнейсовидные граниты грязно-серые биотит-гиперстеновые с полосами и будинами меланократовых пород и граниты светлые с сиреневатым кварцем биотитсодержащие и бесслюдяные; пегматоидные граниты голубовато-серые грубокристаллические; дайки аплитовых гранитов с письменной структурой; дайки биотитовых сиенитов. Из меланократовых пород присутствуют основные кристаллические сланцы пироксен-амфиболбиотит-полевошпатовые, маломощные массивные и агматитовые габбро, их милонитизированные 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 полям гранитов, сиенитов, монцонитов и монцодиоритов, в том числе кварцевых, щелочнополевошпатовых 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 мелкозернистыми полосчатыми. Породы образуют сложную брахиантиклиналь северо-восточного
простирания. С р е д н ю ю пластину слагают те же породы с некоторым преобладанием 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 сдвиговзброса с субширотным падением (175-200є угол 68-58), зеркало скольжения запрокинуто 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 (бластомилониты) и единичные будинки кальцифиров, зажатые в разломных зонках. Южнее в правом борту Витима обнажаются блоки слабее метаморфизованных пород:
127
Рис. 2. Сложная брахиантиклиналь, деформированная надвигом (А) и структурные диаграммы
для нижней пластины в интервале обнажений 6967 – 6968
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, изолинии (%) 2.5 – 5 – 7.5 - 12.5 – 17.5 n = 40; стрелки объединяют замеры, сделанные в пределах одного крыла; 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 карбонатполевошпат-кварц-астинолитовые, биотит-кварц-полевошпатовые с хлоритом и ставролитом, биотит-калишпат-кварц-мусковитовые, дайки порфировых риолитов и базальтов, 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, обнаженная 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 изогнута левым взбросом: направление простирания меняется от 60 до 42є. Преобладающее падение гнейсовидности юго-восточное 145є угол 70є (20% n=40). Осевые поверхности 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 трещинах отслоения по гнейсовидности и трещинах кливажа осевой плоскости располагаются мелкие тела грубозернистых пегматоидных гранитов слабо катаклазированных, повидимому, синхронных надвигу. Брахискладка могла быть обусловлена становлением
128
интрузии автохтонных гранитов, не обнаженной на поверхности, но деформация складки - 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 (пород среднего-кислого состава) служат ортопироксен, биотит, олигоклаз, кварц, калишпат. 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 оплавленные фрагменты пертитового калишпата и плагиоклаза с теневыми двойниковыми 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, ильменит, сульфиды (пирит, пирротин, халькопирит). В качестве вторичных по породе развиваются иддингсит, кальцит, хлорит, мусковит, биотит-кварцевая, гастингситбиотитовая, 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 структурой. Инъекции лейкократового материала происходили без реакционных явлений на
контактах. Амфиболы гранулированы, насыщены пойкилитами кварца и олигоклаза. К
вторичным образованиям относится актинолит-биотитовая диабластика, серициткварцевый агрегат. Акцессорные минералы: монацит, апатит, титанит. Структура основных 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 помимо 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. Структура гнейсов лепидогранобластовая, порфирогранобластовая, келифитовая; текстура
катакластическая нечетко сланцеватая.
Породообразующие минералы и
минеральные парагенезисы
Породообразующие пироксены, гранаты, полевые шпаты практически азональны. 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 пироп-альмандинового состава, содержание пиропа не выше 30%, иногда сохраняют реликтовые ядра с повышенной магнезиальностью (шл. 6965/14 и 6974/7) - в таких случаях 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 эпидот129
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 биотитов 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). Овалы и стрелки объединяют составы биотитов из одного образца.
амфиболитовой фации, согласно диаграмме В.И. Кицула, уточненной В.В. Закруткиным (1999) - полям эпидот-амфиболитовой и нерасчлененных гранулитовойамфиболитовой 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) истонитсидерофиллиты (548/2, 6965/14, 6974/7), в гранитоидах – анниты. По соотношениям
ф.е. (Fe3+Ti)-(Fe2+Mn)-Mg они соответствуют биотитам ультрабазитов, габбро и диоритов (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 диабластических биотит-полевошпатовых кайм). Большая часть биотитов отвечают полю гранулитов. Метаморфические парагенезисы приведены в таблице.
Предварительные расчеты ТР-параметров минералообразования проведены с использованием минеральных геобарометров и геотермометров. Для Opx-Gr-Pl-Bt-Qu±Mgt, Ilm
парагенезиса с магнезиальностью гранатов выше 0.1 давление определялось пересечением 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 6.4
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
130
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
Порода
проб
наиболее высокотемпературные
6961/1 Гранит светлый
Rud-Bt-2Fsp-Q
Гибридная порода Zr, Opx –Pl № 25-26 – Ksp-пертит - Qu (15
6961/15
гранитного состава %)
Гранит
Mgt – Sul – Opx – Bt - Pl № 22- Gr-Qu 780є 6961/16
гнейсовидный
6.4 кb - 670є - 6 кb
Гранитогнейс
CrMgt– Sul – Gr – Opx - Qu (10 %) – Pl №
6961/6
разнозернистый
24-28 620є - 4.2 кb - 570є 3.8 кb
Гранитогнейс (базит
6965/5
Mon – Ap – Cpx – Qu - 1Bt – Pl № 25 – Ksp
мигматизированный)
1) Gr-Bt-Opx
Кварц не найден
6965/14 Бластомилонит
2) CrSp+Sill - Ksp - Pl № 16-19
Бластомилонит
CrSp - Sill - Rud - Qu (7 %) – Gr – Bt – Pl №
6974/7
основной
24-27
Диорит
Ti - Qu (1 %) – Gr – Bt – Hbl –
548/2
меланократовый
Pl № 25-26
Парагенезисы
диафторические
Chl - Ser
Mgt, Ilm, Ti – Pir – Pirr – Hpir Bt
Иддингсит, Cal
Диабластика Qu -Pl - Ilm – Bt
и Bt - Am (Ant, Hast), Mus
Диабластика Act - 2Bt, Ser –
Qu 400-370є - 1.2 kb
Chl
Диабластика Bt - Pl № 3-5 +
Ksp (пертит)
Обсуждение
Объекту исследований присущи черты зон тектонического меланжа, сопровождавшегося гранитообразованием: гранулиты и высокотемпературные бластомилониты
умеренно повышенных давлений; в коллаже участвуют блоки сланцев эпидотамфиболитовой фации. Преобразования гранулитов в исследованном блоке остановились на высокотемпературной амфиболитовой фации, зеленосланцевых минералов мало (аналогичная картина наблюдается в Киндиканском блоке Южно-Муйской глыбы).
Причиной их сохранности может быть коллизия - стремительное выведение к поверхности глубинных пород, а, возможно, более «молодой» возраст надвигов относительно
северных структур Становой разломной зоны.
Тектоно-метаморфические процессы в районе исследований и ДжугджуроСтановой складчатой области едины. Полагают, что лево-сдвиговая направленность
Станового разлома сформировалась на востоке региона из-за коллизии Амурской плиты 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 АлданоСтанового 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 – 140
млн. лет) [10, 17, 18].
Выводы
Юго-западное окончание Каларского блока взброшено на складчатые образования Байкальской горной области. Деформации соответствуют северо-западной оси сжатия. Эти наблюдения согласуются с интерпретацией сейсмологических данных [3] и
схемой тектонического районирования [19]. Коллизия происходила при умеренно повышенных давлениях и диафторезе гранулитовых пород.
131
Список литературы
1. Булгатов А.Н., Гордиенко И.В., Зайцев П.Ф., Турунхаев В.И. Геодинамическая карта Байкальского региона 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 структуры 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 Тихоокеанского пояса. Объяснительная записка к тектонической карте масштаба 1:1500000. Владивосток – Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН. 2005.
6. Имаева Л.П., Имаев В.С., Маккей К.Г., Козьмин Б.М. Транспрессионные структуры восточного сегмента Алдано-Станового блока // Доклады Академии Наук, 2009, том 428, № 3, - C. 364-367.
7. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия). - М.: МАИК «Наука/Интерпериодика», 2001. - 571 с.
8. Розен О.М., Федоровский В.С. Гранитный анатексис в земной коре коллизионных систем: выплавление, накопление и извержение расплава (примеры кайнозойских, палеозойских и протерозойских коллизионных 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 гранитоидов, относимых к коллизионному, посторогенному и внутриплитному этапам развития подвижного
пояса (Западное Забайкалье) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного 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 куполов 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 determinations 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 Джугджуро-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 Академии 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 шахтаминского комплекса Агинской тектонической зоны Забайкалья, сложенных роговообманково-
132
биотитовыми разновидностями монцодиоритов – гранодиоритов. Впервые установлена их изначальная
обогащенность гранитофильными, включая рудогенные, редкими элементами и тем самым показаны непосредственные 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 повышенной 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 гранитоидов и их металлогенической специализацией и рудоносностью [24].
Введение
Подавляющая часть интрузий шахтаминского и кукульбейского комплексов Забайкалья распространены в пределах Агинской тектонической зоны, сложенной, преимущественно, метаморфизованными песчано-сланцевыми породами. Согласно современному геодинамическому районированию Забайкалья, зона характеризуется высокой
тектонической активностью и представляет Ононский островодужный террейн, ограниченный с СЗ и ЮВ ветвями Монголо-Охотской сутуры [19, рис. 1, стр. 22]. В металлогеническом отношении Агинская зона известна как область наиболее широкого в регионе 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 купольных структур [9]. Оруденение локализуется как в лейкогранитах и пегматитах заключительных интрузивных фаз (ЗФ) кукульбейских интрузий, так и во вмещающих породах [16, 17].
На территории Агинской зоны распространены также небольшие интрузии шахтаминского (J2 – J3) комплекса габбродиорит-монцодиорит-гранодиоритового состава,
обычно пространственно разобщенные с гранит-лейкогранитными массивами кукульбейского (рис.). Наиболее тесным пространственным сонахождением интрузий шахтаминского и кукульбейского комплексов характеризуется Кукульбейский рудный район
на востоке Агинской зоны, где расположен самымый крупный Соктуйский массив кукульбейского комплекса, граниты главной фазы (ГФ) которого интрудируют Антийский массив шахтаминского комплекса, а диориты ГФ Тургинского массива шахтаминского комплекса прорываются телами амазонитовых Li-F гранитов ЗФ кукульбейского
[1].
Некоторые массивы шахтаминского комплекса Агинской зоны сопровождаются
молибденитовой и шеелитовой минерализацией (Будуланский массив, Уронайские массивы). В соседней, восточной Аргунской тектонической зоне Восточного Забайкалья с
интрузиями шахтаминского комплекса связано промышленное молибденит-кварцевое
оруденение, непосредственно ассоцирующее с поздними телами и дайками гранитпорфиров и кварцевых порфиров (Шахтаминский рудный район).
В 70-е годы шахтаминский и кукульбейский комплексы относились к посторогенному внегеосинклинальному магматизму в зонах глубинных разломов, т.е. генетически не связанному с орогенным пермо-триасовым батолитовым магматизмом регион
(ундинский и кыринский комплексы, P – T – J2). В настоящее время в системе представлений тектоники плит шахтаминский и кукульбейский комплексы рассматриваются, как постколлизионные [19].
Согласно изохронным Rb/Sr определениям последнего десятилетия, возрасты
биотитовых гранитов ГФ Орловского (Хангилайского) массива, Li-F амазонитовых
133
Рис. Массивы шахтаминского монцодиорит-гранодиоритового (J2-J3) и кукульбейского (J3) гранитлейкогранитного рудоносного комплексов на территории Агинской тектонической зоны Восточного 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 гранодиоритгранитных комплексов: кыринского (T-J2) на западе и ундинского (P2-T) на востоке. Вмещающие породы: песчано-сланцевые (Т1) в западной половине территории рис., песчано-сланцевые и эффузивные метаморфизованные (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, выраженные в кларках концентрации (ИНК, для шахтаминского комплекса по данным табл. 2, для кукульбейского – по [11, табл.2, с.49]).
гранитов Этыкинского и онгонитов ЗФ Ары-Булакского массивов кукульбейского комплекса составляют соответственно 143, 143 и 142 млн. лет [4, 14], что соответствует
нижнему мелу. В пределах восточной Аргунской зоны Забайкалья по данным локального U-Pb метода возраст интрузий шахтаминского комплекса составляет 161,6, кукульбейского – 142 млн. лет [22].
Массивы шахтаминского комплекса сложены роговообманково-биотитовыми
разновидностями пород непостоянного, от габбродиоритов, монцодиоритов до гранонодиоритов, состава (табл.1), объединяемых в главную интрузивную фазу (ГФ).
Массивы кукульбейского комплекса в своей главной части представлены исключительно 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 непосредственно рудоносных мусковитовых и амазонитовых лейкогранитов ЗФ комплекса [9, 13].
Считалось, что интрузии кукульбейского комплекса представляют лейкогранитные
дифференциаты глубинных палингенных гранитоидных магматических очагов. Но на
134
Таблица 1
Петрохимическая и редкоэлементная гранитофильная характеристики гранитоидов
ГФ массивов шахтаминского комплекса Агинской зоны Забайкалья
Монцодиориты, массивы
Компоненты – %,
Улан-ЗаКуранэлементы – г/т
Чалотский
гатайский жинский
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
К 2O
Р2O5
П.п.п.
∑
N
B
F
Li
Rb
Cs
Be
Sr
Ba
Sn
W
Mo
Pb
Ta
Th
U
n
57,50
1,12
16,10
1,25
5,23
0,11
5,58
5,92
3,80
2,46
0,36
0,86
100,29
8
44
450
35
105
6,4
2,5
590
700
5,1
~1,2
1,2
25
1,0
11
1,4
10
56,21
0,99
15,15
0,97
5,65
0,16
4,53
5,96
4,20
4,26
0,31
1,17
99.64
4
75
800
87
220
45
3,4
470
650
8,1
4,1
5,5
16
1,0
11
1,4
4
57,20
1,09
16,22
0,86
5,58
0,12
4,87
5,13
3,63
2,60
0,52
0,45
99,44
5
~80
400
26
118
5
4,2
620
680
4,5
~3
1
16
1,7
12,3
2,2
6
Будуланский
64,89
0,57
15,42
0,77
2,91
0,06
2,16
3,09
4,17
3,97
0,15
0,65
98,81
8
~20
650
35
140
6,5
4
590
650
3
3,1
6,2
20
1,7
19
3
12
Гранодиориты, массивы
ЦасучейГошуский
новский
65,29
0,47
16,44
0,75
2,75
0,06
1,67
2,73
4,20
4,12
0,20
0,78
99,46
5
~20
500
22
152
5
3,8
480
770
3,8
1,7
2,3
22
0,9
12
1,1
6
68,63
0,43
15,73
0,61
2,22
0,04
0,93
1,60
4,03
4,55
0,07
0,61
99,45
4
30
680
37
190
8
4,7
390
580
2,6
4,3
7
20
2
20
2,3
7
Тургинский
63,60
0,62
15,02
0,70
3,30
0,07
4,75
4,17
3,32
3,20
0,13
0,68
99,56
6
112
800
35
160
10
4
460
580
3,6
3,3
27
0,7
27
2
11
Аналитические данные получены в аналитических подразделениях Института геохимии им. А.П. Виноградова СО РАН. П.п.п. – потери при прокаливании; Σ – сумма; N – число проб силикатного анализа; n –
число проб на редкие элементы; прочерк – нет данных.
основании анализа редкоземельных спектров было показано [11], что повышенная редкометалльность гранитов ГФ кукульбейских интрузий с процессом магматической
дифференциации очагов гранитоидных расплавов не связана, и является их изначальной геохимической особенностью.
Учитывая давно установленную временную, а также в ряде случаев, пространственную сближенность интрузий монцодиорит-гранодиоритового шахтаминского и гранит-лейкогранитного кукукульбейского комплексов, вопросы генетических соотношений комплексов представляют значительный теоретический и практический интерес.
Сравнительная оценка уровней редкометалльности
гранитоидов
Обогащение гранитов редкими элементами по сравнению с другими типами изверженных пород количественно установлено в сводках кларковых концентраций химических 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 разновидностями 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 исследованиями 50–70–х годов было показано, что среди гранитных интрузий геохимически
135
Таблица 2
Сравнительный состав гранитоидов ГФ массивов шахтаминского и кукульбейского комплексов
Агинской зоны Забайкалья в элементных формулах и индексах концентрации (ИНК) гранитофильных элементов
Массив
Элементная формула
Шахтаминский комплекс. Монцодиориты, диориты, гранодиориты ГФ
УланCs4,6-Sn4,2-B3,1-Pb1,9-Th1,6-Li1,5-Be1,4-Ba1,3-Rb1,2-W1,2-Mo1,2-Ta1,2-Sr1
Загатайский
U0,7-F0,9
КуранжинСs32,1-Sn6,8-Mo5,5-B5,4-W4,1-Li3,6-Rb2,4-Be1,9-F1,6-Th1,6-Ta1,2-Pb1,2-Ba1,2
ский
U0,7-Sr0,8
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
F0,8
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
Ta0,5
Цасучейский Cs2,3-Mo2,3-Sn2,2-Be1,9-B1,8-Ba1,5-Pb1,5-Rb1,3-Th1,3-W1,2-Sr1,1
Ta0,3-U0,4-F0,9-Li0,9
ГошуновMo7-Cs3,6-W3,1-B2,7-Be2,4-Th2,2-Rb1,6-Li1,5-Sn1,5-F1,3-Pb1,3-Ba1,2
ский
Ta0,6-U0,8-Sr0,9
Тургинский
B8,6-Cs5,6-Th3-W2,5-Sn2,2-Be2-Pb1,9-Rb1,6-F1,5-Li1,4-Ba1,1
Ta0,4-U0,8-Ba0,9
Кукульбейский комплекс. Граниты и лейкограниты редкометалльные ГФ, по [Козлов, 2009]
ХангилайSn3,3-Cs3,2-Li3,1-W2,7-Pb2,6-Be2,2-U2,2-Th2,1-B1,9-Rb1,8-F1,1
ский
Ba0,4-Sr0,6-Mo0,5-Ta0,9
Саханайский Sn4,3-B3,9-Cs3,6-Li2,8-U3,6-W1,9-Be1,8-Th1,8-F1,6-Rb1,4-Pb1,2-Ta1
Ba0,4-Sr0,7
ДурулгуевSn4,3-Mo4,2-Cs3,4-U3,2-Li3-Be2-Th1,6-B1,4-Rb1,4-Pb1,2- Ta1
ский
Ba0,4-Sr0,7-W0,7-F0,9
Седловский
Sn2,1-B1,7-Th1,7-Mo1,5-Pb1,5-Li1,4-Be1,4-Cs1,3-F1,1-Rb1,1-U1,1
Ba0,4-Ta0,4-W0,6-Sr0,7
Кангинский
Sn4,6-Li4,1-Cs2,8-Mo2,5-Be2,2-Pb1,7-F1,3-Th1,3-B1,2-Rb1,2-U1,2-Sr1
Ba0,3-W0,5-Ta0,8
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
Ta0,4-Ba0,6
ОлдондинCs4-U2,5-Li2,4-Pb2,4-Be1,6-Th1,6-Sn1,5-B1,4-Rb1,4-Sr1,2-W1,1-F1
ский
Ta0,4-Ba0,6-Mo0,9
ИНК
+11,7
+55,1
+15,8
+12,7
+5,3
+16,6
+19,5
+14,6
+16,9
+15,3
+3,9
+12,4
+21,7
+9,2
Примечание. Элементная формула – результат нормирования содержаний гранитофильных элементов в гранитоидах по их кларковым концентрациям. ИНК – индекс концентрации, фиксирует суммарный 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 составлении табл.2 по данным таблицы 1 было проведено по дифференцированной шкале кларковых концентраций 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 гранодиоритами.
Таблица 2а
Породные
группы
Габброиды
Диориты
Кв.диориты
Гранодиориты
Граниты
SiO2%
50,6
56,8
61,7
66,9
71,2
B
5
14
13
11
14
F
390
500
530
540
800
Li
15
24
25
25
40
Кларковые концентрации элементов, г/т
Rb
Cs Be Sr
Ba
Sn W
41
1
0,5 450 300 ~3 0,9
90
1,4 1,8 600 530 1,2
1
100 1,8
2
500 530 1,6 1,3
120 2,2
2
440 500 1,7 1,4
190
5
3,3 230 800
3
1,8
Mo
1,4
1
1
1
1,3
Ta
0,6
0,8
1,8
3,2
3,5
Pb
7
13
14
15
20
Th
3,1
7
9
9
18
U
0,6
2
2,4
3
3,7
выделяются ограниченно распространенные, резко обогащенные названными гранитофильными элементами по отношению к карковому уровню в гранитах. Такие интрузии,
сопровождающиеся редкометалльной минерализацией разной интенсивности, получили название редкометалльных [4, 13, 21]. Изучение интрузий редкометалльных гранитов 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 концентраций гранитофильных элементов в гранитах конкретной интрузии по их кларковым концентрациям 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 концентрации 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 редкометалльности интрузий кукульбейского комплекса (граниты-лейкограниты, SiO2 ~ 70–75%) и
шахтаминского комплекса (габбро, монцодиориты, гранодиориты, SiO2 ~ 50–65%)
должны применяться дифференцированные шкалы кларковых концентраций, к настоящему 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 соответствующих групп пород (монцодиоритов, кварцевых диоритов и гранодиоритов), результаты нормирования и расчета ИНК приведены в верхней половине табл. 2. В нижней части таблицы приводятся результаты нормирования по гранитным кларкам концентраций гранитофильных элементов в гранитах ГФ массивов кукульбйского комплекса 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 прокомментирована.
Наиболее важным результатом проведенного геохимического анализа массивов
шахтаминского комплекса является установление их геохимической редкометалльной
гранитофильной специализации. Поскольку редкометалльность шахтаминского комплекса проявляется отчетливо только на кларковом уровне, это означает ее магматогенное происхождение, не связанное с какими либо наложенными, например гидротермальными 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 лейкогранитов, состава, обогащение редкими гранитофильными элементами исходных
магматических расплавов являлось их изначальной геохимической особенностью, независимой от процессов последующей магматической (кристаллизационной) дифференциации расплавов и формирования их петрохимически различающихся производных.
По мнению автора, рассматриваемая особенность напрямую связана с особыми условиями формирования постколлизионного (посторогенного) гранитоидного магматизма,
телескопированные очаги расплавов которого формировались в зонах глубинных разломов под воздействием или при активном участии надкритических глубинных флюи137
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 гранитофильных элементов, а сходный уровень избыточного концентрирования гранитофильных элементов в гранитоидах кукульбейского и шахтаминского комплексов относительно кларкового уровня, который для диоритов и гранодиоритов шахтаминского
комплекса значительно ниже, чем для гранитов кукульбейского. Как следует из элементных 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 породообразующих элементов. Благодаря этому наблюдается лишь очень умеренное возрастание кларковых концентраций гранитофильных редких элементов в ряду пород от
ультрабазитов, с минимальными кларками ([18]), к габброидам – диоритам – гранодиоритам и кончая гранитами, в которых, как конечных производных магматических очагов, концентрации гранитофильных элементов максимальны (см. табл.2а). В геохимических типах редкометалльных гранитов [4, 21] концентрирование гранитофильных
элементов может достигать сумм 100–120 кларков, избыточных по отношению к кларковому уровню в гранитах. Такие разновидности редкометалльных гранитов, экстремально обогащенные летучими бором и фтором, сопровождаются пневматолитогидротермальной (Li, Be, Ta, Sn, W) минерализацией разной интенсивности [7]. Как показано выше, монцодиорит-гранодиоритовые магматические очаги шахтаминского
комплекса были также изначально обогащены гранитофильными летучими и редкими
элементами. Но благодаря свойству «несовместимости» этих элементов, обогащенность ими разновидностей пород комплекса повышенной основности была значительно
ниже по сравнению с гранитами и лейкогранитами кукульбейского комплекса.
Изложенные по гранитоидам шахтаминского комплекса подробные геохимические данные подтверждают вывод [24] об отсутствии прямой генетической связи между
петрохимическим составом гранитоидных интрузий и их редкометалльной специализацией и рудоносностью. В частности, это иллюстрируется петрохимией массивов шахтаминского комплекса, приведенной в табл.1. Исходя из петрохимических данных таблицы, невозможны какие-либо заключения о генетических соотношениях интрузий
шахтаминского и кукульбейского комплексов, кроме подтверждения резких петрохимических различий между ними – первые представлены массивами пестрого, габбродиорит- монцодиорит-гранодиоритового состава, вторые – биотитовыми лейкогранитами. Невозможно было бы объяснить развитие с отдельными массивами шахтаминского комплекса рудной Sn-W минерализации, кроме общего заключения о вероятной
парагенетической связи. Причина становится очевидной, если учитывать уровни обогащения гранитоидов гранитофильными элементами (Куранжинский массив, – ИНК
+55,1, – вольфрамиовое рудопроявление).
Основные выводы
1. Впервые установлена изначальная обогащенность гранитоидных массивов шахтаминского комплекса гранитофильными, включая рудогенные, редкими элементами и
тем самым показано генетическое единство интрузий шахтаминского (J2 – J3) и рудоносного кукульбейского (J3) комплексов в отношении источников рудного вещества.
138
2. Установление однотипной редкометалльной гранитофильной специализации интрузий мезозойских комплексов Забайкалья габбродиорит-гранодиоритового и лейкогранитного составов является главным аргументом в обосновании концепции формирования 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 рудномагматических 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 дифференциации 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 Забайкалья. 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 геофизика, 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 микроконтинента Центрально-Азиатского складчатого пояса // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-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.
139
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 геологического развития, как шовная зона между разновозрастными складчатыми областями.
В комплексе исследований, связанных с поисками полезных ископаемых, решающая роль принадлежит анализу тектонических структур. Восточное Забайкалье является сложным складчатым сооружением, сформированным на протяжении ряда эпох
складчатости и орогении. В составе рассматриваемого складчатого сооружения выделяется 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 охватывает бассейн реки Амазар. Протяженность зоны с юго-запада на северо-восток составляет 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 периметру зоны. Она обладает понижением среднего значения абсолютных отметок вершинной поверхности относительно обрамления на 300-400 м. Морфоструктура и расположение зоны между сводовыми поднятиями позволяют рассматривать её в качестве
мегадепрессии.
В геофизическом плане зона находится на границе Селенгино-Витимской гравитационной области отрицательных значений ∆g и Агинско-Верхнеамурского гравитационного максимума, содержащего в северной своей части Пришилкинский региональный максимум гравитационного поля с мозаично-линейной внутренней структурой.
Мощность земной коры, по геофизическим данным, составляет 36-40 км [13] и. на 5-6
км меньше окружающих структур.
С Алдано-Становой раннедокембрийской складчатой областью, являющейся основанием Сибирской платформы, Пришилкинская зона граничит по Урюмскому и Тунгирскому глубинным разломам [9, 13]. Юго-восточным ограничением структуры являются Ингодинский, Пришилкинский, Северо-Тукурингрский разломы МонголоОхотского линеамента [4], отчленяя её от средне-позднепалеозойской МонголоОхотской складчатой области. Торцовыми ограничениями зоны на северо-востоке является Джелтулакский разлом, на юго-западе – Нерчинский. Участие в строении геологических комплексов от раннего докембрия до неокома свидетельствует о её длительном геологическом развитии. Линейно-блоковая внутренняя структура обусловлена
положением между складчатыми областями и глубинными разломами: УрюмоТунгирским, Могоча-Бушулейским и Монголо-Охотским, которые являются неотъемлемыми элементами сочленения платформ и складчатых систем [4, 20].
Принадлежность зоны к какому либо из региональных структурно-тектонических таксонов Восточного Забайкалья до сего времени остается дискуссионной. Ряд исследователей – В.И. Шульдинер и др. [21] по широкому развитию в её пределах раннедокем140
брийских образований, относили к области раннепротерозойскеой складчатости; Н.С.
Шатский и др. [20] последокембрийской. При тектоническом районировании Восточного Забайкалья Н.С. Шатский, обосновавший байкальскую складчатость, границу
между складчатыми областями проводил вдоль долин рек Белый и Черный Урюм. Территорию, расположенную севернее, он включал в состав эпибайкальской Сибирской
платформы. Близких взглядов на районирование региона придерживался В.Н. Козеренко [8]. По его мнению, широкое развитие крупных батолитообразных интрузий в пределах зоны свидетельствует о превращении геосинклинальной системы в раннекаледонскую складчатую область. М.С. Нагибина [15] рассматривала зону как переработанное 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 отмечавшая 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 Сибирской 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 Восточного Забайкалья пересматривается с позиции "новой глобальной тектоники". Согласно
этим представлениям Пришилкинская зона "в составе террейна" аккретировала с Селенгино-Становым микроконтинентом в рифее-венде [17]. Малхано-Становой и Аргунский микроконтиненты испытали аккрецию в это же время [6]. Участие вулканогеннотерригенных формаций позднего докембрия в геологическом строении южной части
Малхано-Станового микроконтинента объсняется палеовулканической островной дугой [14], юго-восточная часть площади которой полностью перекрывает северозападную часть Пришилкинской зоны.
Рассмотрим геологическое строение зоны в историко-геологическом аспекте с
позиции геоблоков [10] и с участием процессов формирования прогибов в позднем докембрии и раннем кембрии. Исходя из принимаемой концепции, Пришилкинская зона
является межгеоблоковой, расположенной между Алдано-Становым геоблоком Сибирского кратона и Аргунским массивом Амурского геоблока Северо-Китайского кратона.
Их обособление происходило на рубеже раннего и среднего протерозоя [5, 6]. В дальнейшем они проходили индивидуальный путь геологического развития, что подтверждается близостью внутренней структуры и образований комплексов оснований [21].
Не исключается, что последующее геологическое развитие Пришилкинской зоны отражает события, связанные с особенностями геодинамического взаимодействия и соотношения геоблоков. На формирование внутренней структуры Пришилкинской зоны
значительное влияние оказывали события, связанные с позднебайкальской складчатостью, раннекаледонской орогенией и, в дальнейшем – позднепалеозойским палеорифтогенезом, мезозойской дейтероорогенной активизацией. Немалую роль в ее строении
повлияли глубинные разломы Урюмо-Тунгирской, Могоча-Бушулейской и МонголоОхотской систем.
В строении Пришилкинской зоны участвуют структурные подразделения, разделяемые на ярусы и этажи (структурные комплексы): раннедокембрийский (комплекс
основания), байкальский (эпигеосинклинальный), раннекаледонский (орогенный), герцинский (палеорифтогенный) и киммерийский (дейтероорогенной активизации), альпийский (платформенный).
142
Раннедокембрийский этаж (комплекс основания) содержит два подэтажа: архейский 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 Пришилкинской зоны, в северном крыле Нерча-Амазарского прогиба раннего протерозоя.
Западным ограничением массивов является Джилинда-Могочинская разломная зона
надвигового типа, южным – Амазаро-Иендинский разлом, составляющим МогочаБушулейской глубинной разломной системы. Геохронологическое изучение пород Могочинского массива поставили под сомнение принадлежность их к архейским образованиям. Тем не менее, несогласные структурные соотношения комплексов пород массива и раннепротерозойского структурного подэтажа прогиба позволяют рассматривать
их как наиболее ранними относительно метаморфических образований НерчаАмазарского прогиба. Для архейского структурного подэтажа господствующим простиранием 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, отсутствием складок высоких порядков, и представляют собой сопряженные структуры,
опрокинутые к юго-западу, с устойчивым падением пород в восточных румбах под углами 15-30°. Роль образований габбровой формации ничтожна мала. Образования формации сохраняются в виде небольших линзующихся массивов, с тектоническими контактами, испытавшими интенсивный диафторез.
Раннепротерозойский (протогеосинклинальный комплекс) подэтаж сложен образованиями
гнейсово-амфиболит-кристаллосланцевой,
габбровой,
мигматитплагиогранитовой, мигматит-гранитовой формаций. Они формируют НерчаАмазарскую геосинклинальную зону, осложненную Пришилкинским гранитогнейсовым валом, прослеживающимся от р. Нерча до верховья р. Амазар. Вал ассиметричного строения имеет северо-восточное простирание с кулисообразным расположением 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, петрографическими и структурно-текстурными признаками, что создает ритмичное пакетообразное их строение. В низах пакетов обнажаются калишпатизированные диоритоиды
с постепенными переходами до субщелочных габбро. С ними ассоциируют линзовидные и полосовидные реликты амфиболитов, амфиболсодержащих кристаллических
сланцев, иногда перемежающихся с мраморами. Они формируют разномасштабные будинаж-структуры с кулисовидным расположением осей зон разлинзования. Верхние
части пакетов сложены гнейсовидными гранитоидами, содержащими незамещенные
реликты разгнейсованных габброидов, кристаллических сланцев, меланократовых гранито-гнейсов. Гранитоиды с ними имеют размытые контакты, типа теневых мигматитов. Границы между пакетами устанавливаются по объемному преобладанию над гранитоидами "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 югозападном фланге Пришилкинской зоны простирание структур комплекса основания северо-восточное. В междуречье Куэнга-Черная структура приобретает субширотное
143
простирание. В интервале влияния Кара-Итакинской зоны интенсивной трещиноватости северо-северо-восточного простирания образования комплекса основания приобретает согласное с ней простирание и характеризуется широким развитием будинажструктур и зон разлинзования. На водоразделе рек Черный Урюм – Амазар она вновь
приобретает широтный структурный рисунок.
Рифейский (байкальский эпигеосинклинальный) структурный этаж сложен терригенно-вулканогенной, карбонатно-вулканогенной, гранит-лейкогранитовой, молассовой, с участием кристаллосланцевой формаций, граничит с краевой частью АлданоСтанового геоблока. К юго-востоку от Могоча-Бушулейского разлома отложения терригенно-карбонатной и терригенной формации, сосредотачиваются в подножье геоблока 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 эвгеосинклинальному 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 геосинклинального развития с проявлениями магматизма и метаморфизма. Гранитоиды гранитлейкократовой формации относятся к синтектонической группе. Осадочновулканогенные комплексы пород на северо-западном фланге прогиба в отдельных интервалах претерпели метаморфизм до образования микрогнейсов, тонкокристаллических сланцев, кварцито-гнейсов. В силу разобщенности выходов образований комплекса о генеральном плане структуры в целом судить затруднительно. Это так же осложняется невыдержанностью состава и фациальной изменчивостью образований по латерали. При реконструкции прогиба [16, 19, 7] устанавливается директивное субширотное 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 дисгармоничными пликативными структурами. Степень дислоцированности отложений
возрастает с приближением к зоне Урюмо-Тунгирского глубинного разлома. Гранитоиды слагают небольшие массивы, иногда приуроченные к ядрам ранних гранитогнейсовых валов, что позволяет полагать о формировании их в результате регенерации.
В интервалах, совмещенных с Пришилкинским разломом рифейские отложения формируют 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 динамометаморфизма 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 самостоятельные структуры является Могоча-Бушулейский разлом, который существовал,
по-видимому, до заложения Урюмо-Газимурского прогиба.
Каледонский орогенный структурный этаж сложен карбонатной, габбропироксенитовой гранодиоритовой и гранитовой формациями. Отложения карбонатной
формации слагают блоки в юго-восточной части зоны. Иногда они перекрывают отложения терригенной формации рифея [4, 16]. Преобладающий объем каледонского орогенного структурного этажа составляют магматические образования. По-видимому, они
являются производными рекуррентных зон типичных для байкальских – раннекаледонских складчатых сооружений [2, 3] Сибири. В нижнем палеозое была окончательно
сформирована юго-восточная граница Пришилкинской зоны. За её пределами к югу от
144
составляющих разломов Монголо-Охотского линеамента полностью отсутствуют интрузии выше упомянутых магматических формаций. Интрузии габбровой формации
слагают вытянутые лополитообразные тела, нередко с тектоническими контактами и
пологими углами падения расслоинности пород в массивах. У большей части интрузий
падение северных контактов в северных румбах. Массивы гранитоидов гранодиоритовой и гранитовой формаций обладают зональным расположением. Массивы гранодиоритовой формации размещены в юго-восточной части зоны; гранитовой – в северозападной. Первые слагают массивы мульдообразной эллипсоидальной формы. Образований гранитовой формации слагают крупные батолитообразные интрузии в северозападной части Пришилкинской зоны. Они обычно вмещают плутоны поздних комплексов.
Герцинский (палеорифтогенный) структурный этаж зоны представляют вулканоплутонические ассоциации, напрямую связанные с заложением СеленгиноЯблонового вулканического пояса (5). С юго-запада на северо-восток он пересекает
Байкальский и Алдано-Становой геоблоки. Пермский подэтаж представляет вулканоплутоническая ассоциация андезит-трахириолотовой и монцонит-гранодиоритгранитовой формаций. Они слагают массивы сложного строения вытянутой формы, которые локализуются в северо-западной части Пришилкинской зоны. Они строго контролируются Могоча-Бушулейским разломом, а в северо-восточной части зоны – Бухта-Верхненюкжинской. С юго-запада на северо-восток они представлены цепью массивов: Эдакуй-Торгинским, Бушулей-Джелондинским, Давенда-Ключевским, чуть севернее, Могоча-Верхнеолондинским и др. на северо-восточном продолжении Десинским и
Нюкжинским. В общем плане они представляют лакколиты и лополиты, в кровле которых иногда сохраняются фрагменты вулканических построек с субвулканическими
штоками, некками.
Триасовый подэтаж формируют породы трахидацит-трахириолитовой и щелочногранитовой формаций. Они слагают, преимущественно, массивы неправильноовальной формы с фрагментами купольных вулканических построек. Массивы подэтажа распространены в северо-западной части Пришилкинской зоны преимущественно к
востоку от Кара-Итакинской зоны трещиноватости и высокой проницаемости малых
интрузий [12].
Киммерийский (дейтероорогенный) структурный этаж, характеризуемый образованиями нижней юры – нижнего мела, подразделяется на три подэтажа: нижнеесреднеюрский, верхнеюрский, нижнемеловой.
Нижнесреднеюрский
подэтаж
сформирован
терригенной,
алевролитпесчаниковой континентальной формацией, распространенной на северо-восточном
фланге Пришилкинской зоны и частично южном. Северо-западная граница их распространения субсогласна ундулирующему Пришилкинскому разлому в интервале пп.
Усть-Кара – Аникино. В междуречье Чёрная – Амазар они выполняли ДжилиндаАмазарский желообразный прогиб, заложенный синхронно с трансгрессией моря в
Монголо-Охоской складчатой области. Образования подэтажа выполняют приразломные асимметричные грабены (с юго-запада на северо-восток): Матаканский, Джилиндинский, Маргарундский, Верхнедавендинский, Могочинский, Нюкжинский. Грабены
по удлинению обрамлены разломами с крутыми углами падения. Породы в грабенах
слагают моноклинали, погружающиеся на севере и северо-запад под углами 30-35°,
иногда 50°. В Матаканской впадине образования подэтажа интенсивно дислоцированы,
с запрокидыванием складок на юго-восток.
Верхнеюрский подэтаж сложен образованиями, связанными с интенсивными
тектоно-магматическими процессами, охватившими Забайкалье, в том числе, Пришилкинскую зону. Они представлены континентальной вулканогенной молассой и син145
хронными трахиандезит-риолитовой и монцонит-гранитовой формациями. Структуры
подэтажа подразделяются на три типа. Первый тип представлен приразломными грабен-синклиналями, погребенными отложениями наложенных рифтогенных впадин;
второй – кольцевыми вулкано-плутоническими структурами, сложенные комагматической серией пород; третий – зональными массивами горст-антиклиналей. Первый тип
структур объединяет (с запада на восток): Новоберезовскую, Оловскую, Укурейскую,
Ундургинскую впадины; второй представляют Дарасунская, Маякская, Павлинкинская,
Десинская, Верхненюкжинская кольцевые структуры. Третий тип представлен Амуджиканским, Черемнинским, Бухтинским, Солонцовским и Кулинским массивами. Вулканиты грабен-синклиналей преимущественно обнажены на юго-восточных флангах
грабенов, образуя цепь купольных построек. Туфогенно-лавовая часть построек в виде
моноклиналей погружается к центру впадин. Вулканогенно-плутонические структуры
расположены на пересечении разнонаправленных разломов и представляют сложное
сочетание эффузивных, субвулканических и плутонических фаций. Плутонические
структуры третьего типа контролируются разломами северо-западного простирания и
субмеридионального с Кара-Итакинским. Первый тип структур преобладает на югозападном фланге Пришилкинской зоны, второй – на восточном; третий - в центральной
части зоны является разделом между флангами [12].
Нижнемеловой структурный подэтаж сложен осадочно-вулканогенными отложениями, выполняющими протяженные линейные впадины грабен-синклинального типа. Они трассируют глубинные разломы – Урюмо-Тунгирский, Могоча-Бушулейский и
Северо-Тукурингрский. Впадины северного обрамления Пришилкинской зоны сопряжены с горст-антиклинальными поднятиями Нерчинским, Хорьковым, Ингыргычинским, Тунгирским на северо-западе и Аникинским на юго-востоке. Они характеризуются асимметричным строением и осложнены блоковыми структурами и выполнены континентальной вулканогенной молассой с участием трахибазальт-трахириолитовой. Залегание пластов центроклинальное под углами 10-25°, а в прибортовых участках, осложненных разломами, отложения приобретают углы 40-50° и часто с несогласием
ложатся на кристаллические породы. Верхи яруса сложены отложениями угленосной
молассы в виде мульд шириной до 8-12 км в Букачачинской, Ундургинской Тунгирской
и Ненюгинской впадинах. Крылья мульд обладают наклонным залеганием до 15°, вблизи конседиментационных разломов достигают до 40°. Магматические структуры этажа
отмечаются во впадинах центральной части зоны и представлены штоками, некками,
дайками, силами трахириолитов, трахибазальтов.
Альпийский структурный (платформенный этаж) представляют образования
верхнего мела глинистыми, терригенно-глинистыми осадками, выполняющими мульды
в Оловской, Укурейской и Ундургинской впадинах.
Таким образом, Пришилкинская зона по особенностям геологического строения
соответствует структурно-формационной зоне гетерогенного складчатого обрамления
Сибирской платформы. В рифей-раннепалеозойское время в соотношениях с МонголоОхотской и Алдано-Становой складчатых областей этот сегмент складчатого обрамления выступает как зона смятия. В последующие этапы геологического развития по экстенсивности и полноте проявления вулканизма, формирования многочисленных плутонов, рифтогенных структур, активности глубинных разломов зона рассматривается как
шовная структура между разновозрастными складчатыми областями.
Список литературы
1. Алекторова Е.А. Закономерности размещения золотого оруденения в орогенных сводово-глыбовых
структурах фанерозоя на примере Казахстана и Забайкалья. Автореферат диссертации на соискание учёной степени доктора г.м.н. Л.: ВСЕГЕИ, 1987. – 38 с.
2. Алтухов Е.Н., Смирнов А.Д., Леонтьев Л.Н. Тектоника Забайкалья. М.: Недра, 1973. – 293 с.
146
3. Алтухов Е.Н. Тектоника и металлогения юга Сибири. М.: Недра, 1986. – 247 с.
4. Амантов В.А. Тектоника Забайкалья (Монголо-Охотская и Селенгино-Яблоновые области). Геологическое строение северо-западной части Тихоокеанского пояса. М.: Недра, 1966.
5. Гордиенко И.В., Кузьмин М.И. Геодинамика и металлогения Монголо-Забайкальского региона. // Геология и геофизика, 1999, т.740, № 11. - С. 1545-1562.
6. Гусев Г.С., Хаин В.Е. О соотношениях Байкало-Витимского, Алдано-Станового и Монголо-Охотского
террейнов (юг средней Сибири). Геотектоника, 1995, № 5. С.68-82.
7. Ефимов А.Н. Докембрийский и нижний палеозой юга Забайкалья. Автореферат на соискание ученой
степени кандидата г.м.н. Л.: ВСЕГЕИ. – 28 с.
8. Козеренко В.Н. Геологическое строение юга восточной части Восточного Забайкалья. Львов.: Львовский университет, 1956. – 312 с.
9. Козлов С.А. Тектоническое строение и минерагеническая зональность Пришилкинской межгеоблоковой зоны смятия. // Проблемы геологической и минерагенической корреляции в сопредельных территория России, Китая и Монголии. Чита, 2007. - С. 34-38.
10. Красный А.И. Глобальная система геоблоков. М.: Недра, 1984. – 290 с.
11. Лейфман Е.М. Геология и металлогения области сочленения Монголо-Охотского пояса и Становой зоны. Автореферат диссертации на соискание кандидата г.м.н. Львов, Львовский университет, 1967. - 20 с.
12. Литвинов В.Л., Соломин Ю.С. Зоны повышенной трещиноватости восточной части Восточного Забайкалья и их роль в распределении постмагматического оруденения // Геология и разведка, 1964, № 2.C. 83-97.
13. Менакер Г.И. Строение тектоносферы и закономерности размещения рудных месторождений в Забайкалье. Чита: ЦГСЭ, 1989. – 65 с.
14. Митрофанов Г.Л. Палеотектоническая схема Байкальской складчатой области. Суперконтиненты.
Иркутск, USU, 2001. – 312 с.
15. Нагибина. Тектоника и магматизм Монголо-Охотского пояса. М.: Изд-во АН СССР, 1963. – 312 с.
16. Объяснительная записка к Государственной геологической карте N-50. - С.-П.: ВСЕГЕИ. (в печати).
17. Парфенов Л.М., Булгатов А.Н., Гордиенко И.В. Террейны и формирование орогенных поясов Забайкалья // Тихоокеанская геология, 1996, т.15, № 4. - С. 3-15.
18. Семинский Ж.В. Особенности проявления процессов активизации в пределах складчатых сооружений
юга Восточной Сибири. Вопросы региональной геологии и металлогении Забайкалья. Вып. V. Заб. филиал ГО СССР, Чита, 1970. - С. 97-103.
19. Смеловский С.П. Стратиграфия докембрия и нижнего палеозоя Олекмо-Витимской горной страны //
Записки Забайкальского филиала географического общества СССР. Вып. XXVII, № 4, 1966. - С. 81-227.
20. Шатский И.Н. О структурных связях платформ со складчатыми геосинклинальными областями //
Известия АН СССР, сер. геол. 1947, № 5. - С. 3-19.
21. Фомин И.Н., Сизых В.И., Чередниченко В.П. Тектонические комплексы Забайкалья и их аналогии в
сопредельных регионах // Тектоника Сибири, т.XII, Новосибирск: Наука, 1986. - С. 42-52.
ГЕОХИМИЯ И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА ФОРМИРОВАНИЯ
УСЛОВНО СРЕДНЕПАЛЕОЗОЙСКИХ ТЕРРИГЕННЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
ЗАПАДНОЙ ЧАСТИ ЯНКАНО-ДЖАГДИНСКОЙ ЗОНЫ МОНГОЛООХОТСКОЙ СКЛАДЧАТО-НАДВИГОВОЙ ОБЛАСТИ
А.А. Колесников1, А.А. Сорокин2
1
2
ОАО «Амургеология», Благовещенск, Kimkan77@mail.ru
Институт геологии и природопользования ДВО РАН, Благовещенск, sorokin@asnet.ru
Изучение терригенных образований Янкано-Джагдинской зоны Монголо-Охотской складчатой
области позволило по-новому взглянуть на стратиграфию данного района и установить характер его геодинамического развития.
Монголо-Охотская складчатая область представляет собой один из наиболее
сложных в геологическом плане регионов Забайкалья и Дальнего Востока. В целях тектонического районирования данной территории различными авторами в разное время
был предложен ряд схем, как правило, не вполне сочетающихся между собой. Согласно
[1] в составе Монголо-Охотской геосинклинально-складчатой системы выделяются
Монголо-Забайкальское и Амуро-Охотское звенья, разделенные Аникинским порогом
147
Амурского геоблока. В общих чертах данная схема не противоречит схеме А.С. Вольского [2].
Что же касается региональных тектонических схем, разработанных разными
геологами, то здесь отмечается явное их противоречие друг другу. Авторами монографии [1] в составе Амуро-Охотского звена выделяются с запада на восток: ЯнканоДжагдинская, Галамо-Шантарская и Ниланская шовные эвгеосинклинальные зоны. Западная Янкано-Джагдинская зона объединяет в своем составе Янкано-Тукурингрскую,
Западно-Джагдинскую и Ланскую подзоны.
Согласно [2] Амуро-Охотская складчатая система включает в себя западное Янкано-Джагдинское и восточное Приохотское звенья. Первое из них состоит из Янканской и Джагдинской зон, второе включает Селемджино-Кербинскую, УдскоШантарскую и Ульбанскую зоны.
В последние годы, при проведении геолого-съемочных работ на территории западной части Амуро-Охотской складчатой системы, геологами широко используется
тектоническая схема, отраженная в легенде Становой серии листов с дополнениями,
полученными в процессе проведения ГДП-200. Согласно данной легенде в составе западной части Амуро-Охотской складчато-надвиговой системы с запада на восток выделены три зоны: Янкано-Джагдинская, Джагдинская и Ланская. Янкано-Джагдинская
зона, в свою очередь, подразделена на Шахтаунскую, Янканскую и Зее-Тунгалинскую
подзоны (рис. 1). Данная схема является синтезом новейших данных по стратиграфии и
тектонике региона и используется в настоящей работе.
Рис. 1. Схема районирования западной части Амуро-Охотской складчато-надвиговой системы
Монголо-Охотской складчатой области
Алдано-Становой геоблок 2-4 Амурский геоблок: 2 - Осадочные породы палеозойского возраста; 3 –
Верхнепалеозойские габброиды; 4 – Верхнепалеозойские гранитоиды; 5 – Амуро-Охотская складчатонадвиговая система (Ш – Шахтаунская подзона, Ян – Янканская подзона, ЗТ – Зее-Тунгалинская подзона); 6 – Верхнепалеозойские габброиды пиканского комплекса; 7 – Нижнемеловые гранитоиды; 8 – Прогибы юрского – нижнемелового возраста; 9 – Прогибы мелового возраста; 10 – Прогибы кайнозойского
возраста
Значительное количество тектонических схем и несбивка их между собой, является, по нашему мнению, результатом искусственности их выделения.
При проведении ГС-200 и ГС-50 вулканогенно-терригенные образования Янкано-Джагдинской зоны были сгруппированы в ряд стратиграфических подразделений
(свит и толщ), как правило, без выделения их стратотипов. Это позволило разным исследователям вкладывать в одни и те же подразделения различное стратиграфическое
наполнение и привело к невозможности сопоставления стратиграфических схем различных зон и подзон, что в, свою очередь, продиктовало необходимость выделения
различных тектонических зон, зачастую искусственно разделяющих образования сходные в структурно-вещественном плане и сформировавшиеся в одной и той же геологической обстановке.
148
Горные породы, слагающие Янкано-Джагдинскую зону, характеризуются значительной дислоцированностью, почти полным отсутствием органических остатков, претерпели неоднократную складчатость и метаморфизм зеленосланцевой фации.
Отсутствие органических остатков диктует необходимость применения литолого-стратиграфического подхода при картировании образований подобного типа.
Использование данной методики при ГДП-200 позволило упорядочить кажущееся многообразие пород, сгруппировать в составе отдельных свит (толщ) определенные формационные ассоциации и определить, хотя бы в первом приближении, их геохимические и геодинамические характеристики. В соответствии с этим, в пределах западной части Янкано-Джагдинской зоны (Шахтаунская и Янканская подзоны) в составе
традиционных стратиграфических подразделений были выделены ассоциации горных
пород, отражающих определенные стадии геодинамического развития региона.
Янканская подзона включает в себя дрелинскую толщу, джалиндинскую, крестовскую и преображеновскую свиты. Преображеновская свита расчленена на две подсвиты: нижне- и верхнепреображеновскую. Породы Янканской подзоны метаморфизованы в условиях зеленосланцевой фации метаморфизма, но при микроскопическом
изучении в них, как правило, фиксируются первичные структуры, что позволяет, в
большинстве случаев, устанавливать их первичный состав.
Дрелинская толща сложена сланцами кварц-серицитового, хлорит-кварцсерицитового, серицит-кварцевого состава (метапелиты) и метаалевролитами, содержащими прослои метапесчаников и метавулканитов. Мощность толщи более 800 м.
Джалиндинская свита имеет вулканогенный состав и представлена метавулканитами
(метабазальты, метадолериты), содержащими маломощные прослои метатерригенных
пород, редко мраморизованных известняков. Мощность свиты достигает 1500 м. Крестовская свита в формационном плане схожа с дрелинской толщей и также сложена метапелитами и метаалевролитами с прослоями метавулканитов и метапесчаников. Разделение дрелинской толщи и крестовской свиты проведено по относительному положению их в разрезе относительно метавулканитов джалиндинской свиты. Мощность отложений крестовской свиты превышает 800 м. Нижнепреображеновская подсвита представлена флишоидным переслаиванием метапесчаников и метаалевролитов, содержащих маломощные прослои метапелитов и метавулканитов. Мощность отложений подсвиты более 500 м. Верхнепреображеновская подсвита сложена метапесчаниками с
прослоями метаалевролитов и метапелитов. Мощность отложений ее более 400 м.
Шахтаунская подзона включает в себя бальдижакскую и шахтаунскую толщи.
По сравнению с Янканской подзоной метаморфизм здесь проявлен слабее, породы
имеют более «свежий» облик. Это и послужило причиной выделения Шахтаунской
подзоны, так как различия в литологическом составе, по сравнению с породами Янканской подзоны, незначительны. Характерной чертой Шахтаунской подзоны является наличие в ее составе туфов кислого состава, которые имеют сквозное распространение и
встречены как в верхах так и в низах разреза.
Бальдижакская толща сложена метапесчаниками и метаалевролитами с прослоями известняков мраморизованных, метапелитов и туфов. Мощность ее превышает
600 м. Шахтаунская толща представлена метавулканитами (метабазальты и метадолериты) с маломощными прослоями туфов и метатерригенных пород. Мощность толщи
более 500 м.
Метавулканиты Шахтаунской и Янканской подзон соответствуют толеитовой и
известково-щелочной сериям и весьма схожи по своим геохимическим свойствам.
Исходя из расположения фигуративных точек составов терригенных пород на
диаграммах Бхатия (Bhatia, 1983) (рис. 2), мы предполагаем формирование их в обста-
149
Рис. 2. Положение фигуративных точек составов метатерригенных пород западной части
Янкано-Джагдинской зоны на диаграммах М. Бхатия (Bhatia, 1983)
А – океаническая островная дуга; В – континентальная островная дуга; С – активная континентальная
окраина; D – пассивная континентальная окраина.
1 - дрелинская толща, 2 - джалиндинская свита, 3 - крестовская свита, 4 - нижнепреображеновская подсвита, 5 - верхнепреображеновская подсвита, 6 - шахтаунская толща, 7 - бальдижакская толща
новках, составляющих единый цикл геодинамического развития – от энсиматической
островной дуги к активной континентальной окраине.
Наиболее показательна диаграмма с координатами TiO2-Fe2O3*+MgO, на которой намечается отчетливая эволюция составов терригенных пород.
Начальным стадиям развития зоны - стадиям формирования океанической островной
дуги соответствуют терригенные породы дрелинской и бальдижакской
толщ,джалиндинской, крестовской свит и, в меньшей степени, нижнепреображеновской подсвиты. Из них только бальдижакская толща и нижнепреображеновская подсвита, составляющие верхнюю часть разреза, имеют существенно песчаный состав, который является показателем близости области размыва и может отвечать обстановке
глубоководного желоба. Нижняя часть разреза (дрелинская толща, джалиндинская и
крестовская свиты) характеризуется, преимущественно, алеврито-аргиллитовым составом, что свидетельствует о формировании слагающих ее пород на участках отдаленных
от суши. Здесь же сосредоточена основная масса вулканических пород, по составу отвечающих метабазальтам и метадолеритам. Вверх по разрезу количество вулканитов
резко снижается, но маломощные их прослои фиксируются до самых верхов разреза.
Основное количество песчаников и алевролитов крестовской свиты, нижне- и
верхнепреображеновской подсвит, а также шахтаунской толщи формируется в условиях окраинно-континентальной (энсиалической) островной дуги. Необходимо отметить,
что основная масса терригенных пород сформировалась именно в этой геодинамической обстановке. Разрез характеризуется преобладанием песчаников над алевролитами
и аргиллитами. Широким развитием пользуются вулканические породы основного состава. Вулканизм имел субаэральный характер с коэффициентом эксплозивности не
150
менее 10%. Для туфов характерен кислый состав, они в виде незначительных по мощности прослоев встречаются как в вулканических так и в терригенных породах.
И наконец в условиях активной континентальной окраины формировались породы преображеновской свиты, которые характеризуются преобладанием песчаников в
своем составе.
Отсутствие четко выраженных полей для каждой ассоциации на диаграммах, на
наш взгляд, может быть объяснено интенсивной дислоцированностью отложений в результате тектонической аккреции. В процессе субдуцирования океанической коры под
континентальную на преддуговом склоне глубоководного желоба происходило «скучивание» разноформационных образований и наращивание их мощностей. В результате
этого в соприкосновение были приведены отложения, формировавшиеся в различных
геодинамических обстановках. Разделение их на данном этапе исследований задача
весьма трудоемкая и не всегда решаемая однозначно.
Для более полного решения проблем геодинамического развития региона необходимо привлечение детальных литологических, тектонических и геохимических методов. Только применение специальных детальных методик позволит пролить свет на
сложную и неоднозначную историю развития этого одного из самых интереснейших и
богатейших регионов нашей страны.
Список литературы
1. Геология зоны БАМ. Том 1. Л.: Недра, 1988. – 442 с.
2. Вольский А.С., Шатков Г.А., Красный Л.И. Тектоника, глубинное строение и минерагения Приамурья
и сопредельных территорий. СПб.: ВСЕГЕИ, 2004. – 188 с.
НОВЫЕ ДАННЫЕ ПО ГЕОЛОГИИ И ГЕОХРОНОЛОГИИ ЮГО-ЗАПАДНОЙ
ОКРАИНЫ АНГАРО-ВИТИМСКОГО АРЕАЛА ГРАНИТОИДОВ
В.Е. Руденко, Д.В. Степанов, Н.П. Виноградова, Д.И. Матуков, А.Н. Ларионов
ВСЕГЕИ, Санкт-Петербург, Средний пр. 74,Vjacheslav_Rudenko@vsegei.ru
В восточном Прибайкалье, в пределах площади развития гранитоидов Ангаро-Витимского батолита, проведены изотопно-геохимические исследования, в результате которых было установлено, что в
гранодиоритах, плагиомикроклиновых гранитах и пегматоидных обособлениях соответственно фиксируются три дискретных этапа образования конкордантных изотопных U-Pb систем - 815-780 Ма, 460-490
Ма и 280-300 Ма. Аналогичные U-Pb конкордантные кластеры установлены также в изменённых архейских пироксенсодержащих амфиболовых сланцах черногривинской свиты, прорываемой гранитоидами.
Возраст U-Pb системы сланцев, не затронутых процессами гранитизации 3081±13Ма. Полученные данные свидетельствуют о полихронном формировании батолита в результате верхнерифейского, раннепалеозойского и позднепалеозойского мощных импульсов термально-флюидной активности и гранитообразования, из которых наиболее значительным был последний, обусловивший формирование баргузинского комплекса. В результате этих интенсивных процессов даже наиболее консервативные U-Pb системы были перестроены и лишь частично сохранили реликтовые конкордантные значения возраста.
Контуры Ангаро-Витимского батолита – одного из крупнейших ареалов распространения гранитоидов в мире, впервые были намечены Л.И. Салопом [6]. Л.И. Салоп
на основании обобщения огромного материала по геологии Байкальской горной области пришёл к выводу, что начало формирования этой сиалической структуры связано с
заключительными фазами рифейского диастрофизма, в результате которого, по его
мнению, возникли крупные массы плагиомикроклиновых равномернозернистых и порфировидных гранитов баргузинского комплекса. При этом он обосновал, что в пределах ареала широко распространены также более молодые фанерозойские гранитоидные
комплексы и тем самым положил начало представлениям о полихронности формирования батолита. Одним из геологических доказательств позднерифейского возраста гра151
нитов баргузинского комплекса считался факт наличия гранитных валунов и галек в базальных конгломератах кембрия. Имелись и изотопно-геохронологические свидетельства рифейского возраста гранитов, относимых к этому комплексу [2].
Впоследствии, по мере накопления геохронологических и петрологических данных, начиная с работ Б.А. Литвиновского и А.Н. Занвилевич [3], утвердилось мнение о
палеозойском возрасте баргузинского комплекса батолита, причём в петротипических
областях его развития. Было показано, что граниты обломочных фрагментов базальных
конгломератов кембрия в петрохимическом отношении отличаются от типичных баргузинских гранитов.
Материалы последних лет свидетельствуют о том, что интерес к исследованию
Ангаро-Витимского батолита, выяснению условий и времени его формирования значительно усилился, вследствие чего появился ряд обобщающих работ [1, 4, 5, 8, 9], подчёркивающих многие дискуссионные вопросы. Цель предлагаемого сообщения заключается в том, чтобы привести новые данные о периодах гранитообразования в пределах
юго-западной окраины батолита и о взаимоотношениях между главными разновидностями пород. Исследования проводились в Восточном Прибайкалье, на участке низовья
р. Турка – оз. Котокель (рис. 1).
Рис. 1. Схема геологического строения Ангаро-Витимского батолита (по [9])
1 - 6 - магматическив компплексы и ассоциации: 1 - баргузинский. 2 - зазинский. 3 - чивыркуйский. 4 щелочные базиты и сиениты зазинского и сайженсхого комплексов, 5 - сыннырский, 6 - щелочногранитная (Брянский массив): 7-места отбора проб для геохронологических исследований и результаты
(в млн. лет). 8 - 14 - структурно-формационные зоны: 8 - Котеро-Уакитская. или Байкало-Витимская, 9 Байкало-Муйская, 10 -Мамско-Бодайбинская. 11 - Джида - Витимская. 12 - Селенгино-Становая. 13 - Чаро-Удоканская. 14 - Сибирская платформа; 15 - границы структурно-формационных зон. Голубым контуром отмечен участок Турка-Котокель
На этом участке изучены соотношения крупнозернистых светло-тёмно-серых
биотит-амфиболовых диоритов-гранодиоритов с равномернозернистыми среднезернистыми плагиомикроклиновыми гранитами. Эти соотношения наиболее отчётливо картируются на острове у СЗ берега оз. Котокельское (рис. 2, точки опробования 19, 20).
Биотит-амфиболовые диориты-гранодиориты практически повсеместно метасоматически замещают и мигматизируют пироксенсодержащие амфиболовые сланцы
черногривинской свиты, а местами прорывают их в виде интрузивных тел, как правило, конформных со сланцеватостью вмещающих образований. Эти граниты на карте
152
Рис. 2. Геологическая схема участка Турка – Котокель
масштаба 1:200000 по петротипическим аналогиям отнесены к палеозойскому витимканскому комплексу, а на картах Л.И. Салопа (1958-1964 гг.) они показаны как продукты архейского гранитообразования. В интрузивных проявлениях они представляют собой перекристаллизованные, местами огнейсованные, неравномернозернистые породы
с нематогранобластовой структурой, линейной (гнейсовидной) текстурой и элементами
порфирокластовой структуры. Меланократовые минералы, составляющие до 25% их
объема, представлены мелкими, призматическими, линейно-ориентированными зернами роговой обманки (плеохроирующими в ярких буро-зеленых тонах), редкими, относительно крупными реликтовыми порфирокластами аналогичной роговой обманки с
пойкилитовыми вростками кварца, плагиоклаза, циркона.
Лейкократовые минералы, составляющие 70-75% объема породы, представлены
более крупными таблитчатыми зернами лабрадора (52An-48Ab) – 55-60%, ксеноморфными зернами кварца – 15%. В зернах плагиоклаза наблюдается полисинтетическое
двойникование, причем двойниковые швы ориентированы субсогласно в плоскости директивной текстуры. Вторичные минералы представлены мелкими чешуйками зеленовато-бурого биотита, мелкими зернами минералов группы эпидота, также ориентированными согласно в плоскости вторичной текстуры. Рудные минералы – до 5% объема
породы - ильменит и магнетит, акцессорные – апатит и широко распространённый гетерозернистый, темноокрашенный циркон (рис. 3).
На диграмме TAS рассматриваемые образования соответствуют породам среднего состава (рис. 4, пробы 17А, 20). По совокупности петрологических параметров
(табл. 1) они представляет собой плагиогранитизированные амфиболиты, преобразованные в биотит-амфибол-плагиоклазовые гнейсо-граниты, являющиеся высокоглиноземистыми породами (Al'=1,47), принадлежащими к известково-щелочному ряду натровой серии и относящимися к семейству гнейсо-гранитов.
По содержанию и характеру распределения редкоземельных элементов диоритыгранодиориты относятся к породам, преобразованным в пределах континентальной коры (табл. 2,). Для гомогенных интрузивных разновидностей этих пород локальным UPb методом SHRIMP II по всем зёрнам цирконов получены конкордантные значения
153
Б
А
Рис. 3. Биотит-амфиболовые диориты - гранодиориты, метасоматически
замещающие пироксенсодержащие амфиболовые сланцы черногривинской свиты
A, Б –с анализатором и без него.
Na2O+K2O%
SiO
Рис. 4. Положение фигуративных точек амфиболовых гранодиоритов
на TAS диаграмме
Таблица 1
Петрологические параметры биотит-амфиболовых гранодиоритов
Na2O+K2O%
4,02
Na20/K2O
4,16
Al’
1,47
Кф
0,69
f,
12,52
Kа
0,36
SiO2%
58,52
Петрологические параметры породы
1. Na2O+K2O – щелочность общая,
2. Na20/K2O – тип щелочности,
3. Al’=Al2O3/(Fe2O3+FeO+MgO) - коэффициент глиноземистости,
4. Кф=(Fe2O3+FeO)/ (Fe2O3+FeO+MgO)*100 –коэффициент фракционирования,
5. f,=Fe2O3+FeO+MgO+MnO+TiO2 – коэффициент фемичности,
6. Ka= (Na2O+K2O)/Al2O3 – коэффициент агпаитности (молек. %),
7. A=Al2O3+CaO+Na2O+K2O, 8. S= SiO2-(Fe2O3+FeO+MgO+MnO+TiO2)
154
А
28,80
S
46,00
Таблица 2
Содержания и характер распределения редкоземельных элементов в биотит- амфиболовых гранодиоритах
№
20
La
16,9
Ce
36,3
Pr
4,79
Nd
20
Sm
4,38
Eu
1,14
Gd
4,56
Tb
0,7
Dy
4,21
Ho
0,9
Er
2,47
Tm
0,37
Yb
2,59
Lu
0,38
Σ
16,9
Рис. 5. Цирконы из пробы №20 – биотитамфиболовый гранодиорит
13 зерен – желтоватые, прозрачные, удлиненнопризматического облика, субидиоморфные кристаллы;
30 зерен – желтые, рыжеватые, прозрачные с шероховатой поверхностью. кристаллы также удлиненно-призматического облика, но более субидиоморфные, чем первая группа.
30 зерен (10%) – желтоватые до бесцветных, прозрачные, овальной формы зерна, встречаются и
изометричные.
Длина зерен равна 155 – 312 мкм. Ку ≈ 3,0
КЛ. В катодолюминесцентном изображении зерна циркона светлосерого цвета. Все зерна имеют более
темные до черных незональные центральные части и светлые каемки обрастания со следами тонкой зональности. Во всех наблюдаются следы перекристаллизации.
Th/U, U, Th. U-Pb методом получен возраст 777±11 Ма, для всех зерен. Содержания урана и тория пониженные, а Th/U - высокие: U=37-79 и 96-129 г/т, Th=29-64 и 88-171 г/т, Th/U=0,57-0,80 и 1,02-1,36. Более
высокие значения характерны для практически черных ядерных зон кристаллов (точки 1.1, 2.1, 3.1 и 7.1).
Рис. 6. Конкордантный возраст гранодиоритов
(проба Р-20)
Рис. 7. Конкордантный возраст гранодиоритов
(проба Р-4)
возраста в интервале от 780 до 800 Ма (рис. 5, 6, 7). Такие же или близкие к ним конкордантные значения изотопного возраста характерны для гранитизированных амфиболовых сланцев черногривинской свиты (пробы 21, 22, рис. 8, 9).
Приведённые данные указывают на то, что в верхнем рифее проявился мощный
импульс метасоматического и интрузивного гранитообразования, в результате которого
произошла гомогенизация уран-свинцовых изотопных систем и новый отсчёт времени
по этим часам начался, главным образом, в период от 815 до 780 Ма назад. Реликтовые,
незатронутые или сравнительно слабо затронутые гранитизационными процессами
изотопные системы сохранились лишь в редких случаях в негранитизированных разновидностях пироксенсодержащих амфиболовых сланцев, близких по составу к пикробазальтам (проба Р-8а, рис. 4). Для этой пробы получено конкордантное значение возраста 3081±13 Ма и дискордия с верхним пересечением 3086±34 Ма. Такие значения сви155
детельствуют об архейском возрасте сланцев черногривинской свиты, изотопные и др.
геохимические характеристики которых близки к параметрам метабазитов архейских
зеленокаменных поясов (рис. 10, табл. 3).
Рис. 8. Конкордантный возраст гранитизирован- Рис. 9. Конкородантное и дискордантное знаных сланцев черногривинской свиты (проба Р-21) чения изотопного возраста сланцев черногривинской свиты
Соотношения между биотит-амфиболовыми гранодиоритами и амфиболовыми
сланцами черногривинской свиты с одной стороны и равномернозернистыми розовыми
плагиомикроклиновыми гранитами – типичными породами баргузинского комплекса –
с другой отчётливо устанавливаются на северо-западном мысе острова на оз. Котокельское (рис. 2). Здесь в плагиомикроклиновых гранитах наблюдаются крупные по величине (до первых метров) в различной степени изменённые ксенолиты кристаллосланцев
и гранодиоритов, биотитизированные и окварцованные в приконтактовых зонах.
Ниже на рис. 10, 11, и в табл. 4, 5, 6.приводятся петролого-геохимические параметры плагиомикроклиновых гранитов баргузинского комплекса, а также характерные
для них морфологические типы цирконов и конкордантные значения возраста. Эти
умеренно щелочные двуполевошпатовые весьма однородные по составу граниты определяют содержание гигантского Ангаро-Витимского батолита, Судя по геологическим
и геофизическим данным, они занимают огромные объёмы в его пределах, повсеместно
замещая и прорывая более ранние гранитоиды и другие образования и при этом производя перестройку, а иногда и полную гомогенизацию их изотопных систем.
Как видно из рис. 1, 2 (см. цифры изотопного возраста на картах) новые изотопные системы после этого крупнейшего этапа гранитообразования возникли в верхнем
палеозое, в основном, в период 280-300 Ма назад. На участке Турка - Котокель в связи
с рассматриваемым интенсивным термально-флюидным явлением местами были гомогенизированы U-Pb системы в архейских кристаллосланцах черногривинской свиты
(Рис. 2, проба Р-9 с конкордией 288±2Ма и двумя реликтовыми искажёнными значениями – 2037, 2817 Ма). Об этом же событии свидетельствует нижнее пересечение дискордии 276±18 Ма в сравнительно слабо изменённых сланцах черногривинской свиты
(проба Р-8а, рис. 9).
Таким образом, изотопно-геохимический анализ гранитоидов и вмещающих их
пород на участке Турка – Котокель свидетельствует о двух мощных этапах гранитообразования – верхнерифейском и верхнепалеозойском. В результате первого из них в
биотит-амфиболовых гранодиоритах и архейских сланцах черногривинской свиты возникли конкордантные группы цирконов с возрастами 815-780 Ма, в результате второго
– конкордантные группы цирконов с возрастами 280-300 Ма, характерными для гранитов баргузинского комплекса.
156
Рис. 10. Морфологический тип цирконов из гранитов баргузинского комплекса
Таблица 3
Характер распределения редкоземельных элементов в пироксенсодержащих амфиболовых сланцах черногривинской свиты (проба Р-8а)
Сланцеватый битовнитовый амфиболит (№ Р-8а/06) характеризуется низким содержанием редкоземельных
элементов – ΣREE=11ppm, на порядок ниже, чем в образованиях верхних уровней земной коры, континентальной коры в целом и по содержанию REE, характеру их распределения сопоставим с метабазитами
позднеархейских
зеленокаменных
поясов. Аналогично последним, для
данной породы характерны никое содержание и слабо проявленное фракционирование REE, а также резко
выраженная
положительная
Euаномалия.
Условные обозначения на рисунке.
Р-8а/06, Р-17а/06, Р-20/06 – в различной степени плагиогранитизированные амфиболиты черногривинской свиты. Р-31/06 и Р-33/06 – двупироксен-плагиоклазовые кристаллосланцы слюдянской серии.
Пунктирными линиями показаны
тренды распределения REE.
1000
Спайдеграммы распределения редкоземельных элементов
(нормированных по хондриту С1) в образованиях черногривенской
свиты и шарыжалгайской серии
100
10
1
La
Ce
Pr
Р-17а
Р-33/06
к/з кора
Линейный (
Линейный (
Nd
Р-17а)
Р-33/06)
Sm
Eu
Gd
Р-20/06
Р-31г/06
N-MORB
Линейный (
Линейный (
Tb
Dy
Р-8а/06)
Р-31г/06)
Ho
Er
Р-8а/06
в/з кора
пр/мантия
Линейный (
Рис. 11. Конкордантный возраст гранитов баргузинского комплекса
(проба Р-19)
157
Tm
Yb
Lu
Р-20/06)
Таблица 4
Плагиомикроклиновые граниты баргузинского комплекса (пробы Р-19, Р-49).
Массивная, лейкократовая, среднезернистая порода с гранитовой структурой.
Лейкократовые минералы, составляющие
98% ее объема, представлены серицитизированными таблитчатыми и таблитчатопризматическими зернами олигоклазальбита (4An-96Ab) – 30%, таблитчатыми
и ксеноморфными зернами микроклинизированного калиевого полевого шпата 28%,
ксеноморфными,
волнистоугасающими зернами кварца – 40%. Меланократовые минералы (2% объема породы) представлены редкими резорбированными реликтами биотитизированной
ярко-зеленой роговой обманки, яркокоричневого биотита, превалирующими в
шлифе чешуйками новообразованного
мусковита (симплектита), развитого, в том
числе, и по реликтам более раннего биотита. Рудные минералы представлены
магнетитом и гидроокислами железа; акцессорные минералы – апатитом, ортитом,
относительно крупными резорбированными зернами полизонального циркона.
Р-19/06 Химический состав горной породы, мас %
SiO2
TiO2
Al2O3
Fe2O3
FeO
MnO
MgO
CaO
Na2O
K2O
P2O5
п.п.п
78,20
0,02
12,40
0,43
<.25
0,03
<.05
0,26
3,49
4,64
<.05
0,23
77,50
0,05
12,60
0,57
Σ
99,65
V
Cr
Ba
<.005
<.002
0,014
99,56
<.005
<.002
0,006
Р-49/06 Химический состав горной породы, мас %
<.25
0,02
<.05
0,46
3,31
4,79
<.05
0,28
Отличается от вышеуказанных данных конкордантное значение возраста
486,6±6,1Ма, полученное для пробы Р-21г, отобранной из секущей жилы плагиопегматоидного гранита в сланцах черногривинской свиты. Близкое к нему (462±8,1Ма) одно
из трёх конкордантных значений зафиксировано в пробе Р-22 среднезернистого плагиомикроклинового гранита, развивающегося по сланцам черногривинской свиты (рис.
2). С этими данными корреспондируются также четыре Sm-Nd изохроны, построенных
для биотит-амфиболовых сланцев черногривинской свиты, в частности, Sm-Nd изохрона (458±37 Ма) для пробы Р-21 (рис. 12). Аналогичный конкордантный возраст имеют
цирконы из крупнокристаллических плагиомикроклиновых гранитов, секущих кристаллосланцы култукской свиты слюдянской серии на южном берегу Байкала в районе
дер. Сухой ручей 467,1±3 Ма (по нашим данным) и цирконы из кварцевых сиенитов
(471±2 Ма), секущих образования слюдянского комплекса по данным [10].
158
Таблица5
Петрологические параметры гранитов баргузинского комплекса участка Котокель-Турка
Na2O+K2O Na 0/K O
Al’
Кф
f,
Kа
SiO2%
2
2
%
8,16
0,75
20,67
0,97
0,65
0,87
78,50
Р-19/06
8,14
0,69
17,03
0,97
0,81
0,84
77,91
Р-49/06
Петрологические особенности горной породы. Положение фигуративной точки химического состава породы –
проба № Р-19/06,Р-49 на TAS (Na2O+K2O – SiO2) - диаграмме эффузивных горных пород
№
Na2O+K2O%
На TAS (Na2O+K2O – SiO2)диаграмме эффузивных аналогов фигуративная точка химического состава пробы № Р19/06 расположена в поле фигуративных точек семейства
трахириолитов
По совокупности петрологических параметров порода
лейкократовая, крайне высокоглиноземистая (Al'=20,67),
обогащена Nb, в заметных количествах содержит Ta, Au,
принадлежит к ультракислым
породам умеренно-щелочного
ряда, калинатровой серии, относится к семейству умеренно-щелочных лейкогранитов,
виду субщелочной двуполевошпатовый лейкогранит, разновидности субщелочной двуполевошпатовый лейкогранит
биотитовый. Проба Р-49/06
петрологически аналогична
ей.
По химическому составу
породы близки пробе В-5 –
субщелочному двуполевошпатовому лейкограниту баргузинского комплекса в районе
реки Кыджимит
№
19
49
La
3,88
5,09
Ce
10,2
11,00
Pr
1,04
1,52
Nd
4,06
5,77
SiO2
Редкоземельные элементы, ppm
Sm
Eu
Gd
Tb
Dy
Ho
1,53 0,12 1,88 0,38 2,56 0,62
1,62 0,36 1,49 0,27 1,46 0,31
Er
1,98
0,83
Tm
0,35
0,13
Yb
2,81
1,05
Σ
31,9
31,07
Lu
0,47
0,17
Таблица 6
Петрохимические параметры гранитов баргузинского комплекса участка Котокель-Турка
Порода пробы Р-19 интенсивно мусковитизирована, микроклинизирована, меланократовые минералы практически полностью разрушены. Она бедна REE ΣREE=31,9ppm и характеризуется отрицательной Eu-аномалией, указывающей на преобразование в условиях верхних уровней континентальной земной коры. По
морфологии спайдеграммы соответствует умеренно-щелочным лейкогранитам баргузинского
комплекса (проба В-5)
Условные обозначения.
Р-22/06 и Р-21г/06 плагиомикроклиновые
граниты баргузинского комплекса; Р-15/06 –
кварцевый сиенит баргузинского комплекса, Р19/06 мусковитизированный, микроклинизированный субщелочной двуполевошпатовый лейкогранит баргузинского комплекса, развитые в
пределах участка Котокель-Турка.
Южный берег Байкала: Р-36а/06 – субщелочной лейкогранит, прорывающий шарыжалгайскую серию; Р-31/06 – щелочной аляскит,
прорывающий слюдянскую серию.
1000
Спайдеграммы распреде ления редкоземельных элементов в породах,
комагматичных с образованиями баргузинского, витимканского и
катойского комплексов
100
10
1
La
0
Ce
Pr
Р-36а/06
Р-15/06
в/з кора
159
Nd
Sm
Eu
Р-31/06
B-3
к/з кора
Gd
Tb
Dy
Ho
Р-21г/06
B-5
N-MORB
Er
Tm
Yb
Lu
Р-19/06
B-10
пр/мантия
Рис. 12. Sm-Nd изохрона биотит-амфиболовых сланцевnчерногривинской свиты
(проба Р-21)
Следовательно, есть основания для утверждения, что в юго-восточном Прибайкалье и, по-видимому, в пределах батолита в целом проявился, кроме позднерифейского и позднепалеозойского, раннепалеозойский (ордовикский) этап гранитообразования.
Выводы:
1. Формирование Ангаро-Витимского батолита началось в верхнем рифее. Об этом,
помимо данных изотопного возраста, свидетельствуют векторы нарастания интенсивности рифейской регионально-метаморфической зональности, направленные в пределах Байкальской горной области в сторону батолита [7].
2. На юго-западной окраине Ангаро-Витимского батолита фиксируются три дискретных этапа образования конкордантных изотопных U-Pb систем - 815-780 Ма, 460-490
Ма и 280-300 Ма, соответствующие периодам стабилизации земной коры после верхнерифейского, раннепалеозойского и позднепалеозойского мощных импульсов термально-флюидной активности и гранитообразования, из которых наиболее значительным был последний, обусловивший формирование баргузинского комплекса.
Список литературы
1. Бородин Л.С. Граниты Ангаро-Витимского батолита: модельный петрохимический и генетический
анализ. Литосфера, 2006, №4, С. 40-56.
2. Козубова Л.А., Миркина С.Л., Рублёв А.Г. Радиологический возраст и особенности состава Чивыркуйского плутона. Докл. АН СССР, 1980, Т.251, №4. –С. 948-951
3. Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н. Палеозойский гранитоидный магматизм Западного Забайкалья. Новосибирск, 1976. 141 с.
4. Литвиновский Б.А., Занвилевич А.Н., Алакшин А.М., Подладчиков Ю.Ю. Ангаро-Витимский батолит – крупнейший гранитоидный плутон. Новосибирск: ОИГГМ, 1992, 141 с.
5. Никитин А.В., Ненахов В.М. Проблемы геологии Ангаро-Витимского батолита. Вестник ВГУ,
сер. геол., 2005, 12 с.
6. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. Т. II. М.: Недра, 1967. - 654 с.
7. Типы и фации метаморфизма севера Байкальской горной области. Авт. В.Г. Кушев, В.Е. Руденко, Е.И. Марков и др. Новосибирск: Наука, 1983, 151 с.
8. Цыганков А.А., Матуков Д.И., Бережная Н.Г. и др. // Геология и геофизика. 2007. Т.48 №1. С.
156-180.
9. Ярмолюк В.В., Будников С.В., Коваленко В.И. и др. // Петрология, 1997. Т.5. №5. - С. 451-466.
10. Salnikova E.B., Sergeev S.A., Kotov A.B. a.o. Gondwana Research, v.1, No 2, 1998. - pp. 195-205.
160
Полезные ископаемые и минерагения
УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ И РУДОНОСНОСТЬ НЕКОТОРЫХ
ФЛЮИДНО-ЭКСПЛОЗИВНЫХ СТРУКТУР ВОСТОЧНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ
Б.Н. Абрамов
ИПРЭК СО РАН, Чита, inrec.sbras@mail.ru
Рассмотрены условия формирования флюидно-эксплозивных структур (ФЭС) Шерловогорского
олово-полиметаллического и Дельмачикского золоторудного месторождений, а также геодинамические
обстановки образования гранитов, вмещающих рудоносные ФЭС. Установлено, что в районе Шерлово­
горского месторождения среди мезозойских интрузивных образований наиболее дифференцированными
являются кварцевые порфиры, вмещающие ФЭС.
На Дельмачикском золоторудном месторождении образование ФЭС тесно связано с формирова­
нием дайкового комплекса. По содержанию ряда рудных элементов (As, Pb, Sb и др.) ФЭС Дельмачик­
ского месторождения на порядок превышают таковые Дарасунского месторождения. Это объясняется
тем, что минерализованные зоны эксплозивных брекчии соответствуют продуктивной стадии золотого
оруденения, а на Дарасунском месторождении они предшествуют ей. Граниты, вмещающие ФЭС, об­
разованы
в
различных
геодинамических
обстановках
(островодужных,
коллизионных,
континентальных).
Под флюидно-эксплозивными структурами (ФЭС) понимаются флюидно-эксплозивные тела, сложенные брекчиями, образованными в результате подземных экс­
плозий, являющихся следствием скачкообразного перепада давления воды и газа [11].
Раннее выявлено, что ФЭС относятся к числу наиболее поздних дифференциатов ин­
трузивных образований [10].
Флюидно-эксплозивные структуры отмечены на Бугдаинском, Жирекенском и
Шахтаминском молибденовых месторождениях, Шерловогорском олово-полиметалли­
ческом месторождении; Дарасунском, Балейском, Илинском, Ключевском, Дельмачик­
ском золоторудных месторождениях. Образование ФЭС в большинстве случаев связы­
вается с формированием мезозойских интрузий. Характерно, что в рудных полях мезо­
зойских золоторудных месторождений наряду с флюидно-эксплозивными образования­
ми широко развиты зоны кварцево-турмалиновой минерализации (рис. 1).
Рис. 1. Схема размещения флюидно-эксплозивных структур Восточного Забайкалья
1 – Зоны глубинных нарушений, ограничивающих структурно-формационные зоны: I – Монголо-Охот­
ская, II – Ононо-Туринская, III – Восточно-Агинская; Флюидно-эксплозивные структуры:
2 - золоторудных месторождений и рудопроявлений (1 – Илинское, 2 – Туринское, 3 – Талатуйское,
4 – Теремкинское, 5 – Дарасунское, 6 - Дельмачикское, 7 – Куденица-Норина, 8 – Балейское,
9 – Андрюшкинское, 10 – Ключевское), 3 - олово-полиметаллического месторождения
(11 – Шерловогорское), 4 – молибденовых месторождений (12 – Бугдаинское, 13 – Шахтаминское,
161
14 – Жирекенское), 5 – зоны развития кварцево-турмалиновой минерализации.
В Восточном Забайкалье ФЭС развиты в рудных полях многих золоторудных,
молибденовых, редкометальных месторождений (рис. 1). Рассмотрим условия фор­
мирования ФЭС и их рудоносность на примере некоторых месторождений.
Шерловогорское олово-полиметаллическое месторождение
Шерловогорское олово-полиметаллическое месторождение располагается в зоне
Восточно-Агинского глубинного разлома (рис. 1). Месторождение приурочено к ФЭС,
развитой в интрузии кварцевых порфиров раннемелового возраста [2] (рис. 2). Абсо­
лютный возраст кварцевых порфиров составляет 136-153 млн. лет, что соответствует
Рис. 2. Схема геологического строения Шерловогорского олово-полиметал-лического месторожде­
ния (построена с использованием данных В.А. Гущина, 1981 г.)
1 – четвертичные отложения; 2 – каменноугольная песчано-сланцевая толща; 3 меловые интрузии: а)
кварцевые порфиры, б) эксплозивные брекчии; 4 – юрские интрузии кукульбейского комплекса: а) мел­
козернистые граниты, б) крупнозернистые порфировидные граниты; 5 – палеозойские серпентиниты; 6 –
палеозойские диориты, 7 – палеозойские плагиограниты; 8 – тектонические нарушения: а) достоверные,
б) предполагаемые.
поздней юре - раннему мелу [3]. Предшествующими исследователями кварцевые пор­
фиры Шерловогорского месторождения (сопка Большая) описаны как онгониты, яв­
ляющиеся крайними дифференциатами Li-F гранитов [1]. Для выявления степени диф­
ференциации гранитов используются разные соотношения элементов. К числу наибо­
лее используемых значений относятся Rb/Sr отношения. Установлено, что отношения
Rb/Sr < 0,3 характерны для примитивных гранитов, Rb/Sr > 0,3 свойственны для всех
редкометалльных и дифференцированных гранитов I и S-типов [6]. Анализ Rb/Sr отно­
шений свидетельствует о том, что наиболее дифференцированными гранитами являют­
ся кварцевые порфиры сопки Большой, где значения этих соотношений колеблются от
10,65 до 16,85. Менее дифференцированы граниты кукульбейского комплекса (табл. 1).
Кварцевые порфиры представляют собой светлые, желтовато-серые породы с включе­
ниями вкрапленников, состоящими из округлых выделений кварца, реже – чешуек био­
тита. Петрохимические особенности кварцевых порфиров свидетельствуют об их фор­
мировании в континентальной обстановке (рис. 3). На Шерловогорском месторождении
преобладает штокверковый тип минерализации. При этом в верхней части, практически
отработанной части месторождения, оловянное оруденение было локали зовано в квар­
162
цевых порфирах и эксплозивных брекчиях. Установлено, что наиболее распространен­
ными рудными минералами являются арсенопирит, халькопирит, сфалерит, пирит.
Таблица 1
Содержание редких и основных рудных элементов (г/т) в породах и рудах
Шерловогорского олово-полиметаллического месторождения
417
425
426
427
432А
433
433-1
433-2
433-3
Zn
150
79
69
415
419
650
3200
310
8300
W
350
390
200
390
900
As
380
196
175
210
17
13
5000
4400
7300
Pb
560
34
266
59
160
965
600
680
580
Rb
7
324
490
390
290
330
52
83
66
Sr
130
49
29
28
8
31
420
27
530
Y
83
47
31
50
60
51
120
11
260
Zr
130
147
110
136
59
105
28
37
120
Nb
66
29
17
28
39
82
8,2
4,2
8
Mo
2
1,5
1,2
15
24
Sn
160
5,7
16
10
112
71
43
5100
56
Sb
16
3,4
20
34
170
370
Ba
12
195
184
150
230
200
9000
160
3150
La
44
30
49
Ce
5
93
63
100
6
6
30
6
18
Cu
1700
5760
880
Au
0,12
0,005
<0,005
<0,005
0,005
<0,005
<0,005
<0,005
Rb/Sr
0,05
6,61
16,89
13,93
36,25
10,65
0,12
3,07
0,12
Примечание: Анализы выполнены в аналитическом центре Геологического института СО РАН (г. УланУдэ). Пробы: 417 – кварцево-турмалиновая порода (Турмалиновый отрог); 425 – гранит кукульбейского
комплекса J3; 426-433 – кварцевые порфиры K1 ; 433-1 – 433-3 – эксплозивные брекчии. Редкие и рудные
элементы – рентген-флуоресцентным методом (аналитик Б.Ж. Жалсараев). Содержание золота определе­
но сцинтилляционным методом (аналитик Б.Н. Балданжапов).
Реже встречаются марказит, пирротин, галенит, ильменит, касситерит. К числу редких
минералов относятся висмутин, блеклая руда, тетрадимит, леллингит. Вторичные руд­
ные минералы представлены скородитом, ковелином, азуритом, гидроокислами железа,
церусситом. По данным предшествующих исследователей рудный штокверк сопки
Большой был ориентирован вдоль Мери дионального разлома. Размер штокверковой
зоны на поверхности имел размеры 900м × 400 м. На глубину шло выклинивание што­
кверковой зоны. На верхних горизонтах рудный штокверк располагался в зоне контакта
эксплозивных брекчий и кварцевых порфиров с габбро-диабазами. По содержанию
олова выделялось пять обогащенных
участков, имеющих характер рудных стол­
бов. На нижних горизонтах меняются за­
кономерности размещения оруденения: в
составе руд основными компонентами ста­
новятся свинец и цинк. Оруденение здесь
приурочено к трещинно-жильным зонам
северо-восточного простирания.
По форме брекчиевое тело представляет
.
собой перевернутый конус, вытянутый
Рис. 3. Дискриминационная диаграмма Rb –
вдоль меридионального разлома, при дли­
(Y+Nb) для гранитов Дж. Пирса [7]
не 230 м, ширине - 80 м. Вершина конуса
VAG – граниты вулканических дуг, syn-COLG –
брекчиевого тела уходит на глубину до
коллизионные граниты, WPG – внутриплитные
230 м. Обломки брекчий и цемент пред­
граниты, ORG – граниты океанических хребтов
ставлены, в основном, кварцевыми порфи­
163
рами. Размер обломков составляет 1-3
см, цемента –1,0-0,3 мм. Редко в составе обломков встречаются вмещающие породы.
Брекчии участками окварцованы и турмалинизированы. Рудная минерализация пред­
ставлена преимущественно мелкорассеянно вкрапленностью касситерита, жилами и
прожилками касситерита, арсенопирита [8].
Среди мезозойских золоторудных месторождений наиболее крупная флюидноэксплозивная структура отмечается в районе Дельмачикского месторождения. Здесь зо­
лоторудное орудение непосредственно связано с формированием ФЭС.
Дельмачикское золоторудное месторождение
В пределах Дельмачикского рудного поля флюидно-эксплозивная структура
вмещает одноименное золоторудное месторождение. Породы, вмещающие Дельмачик­
скую ФЭС, представлены докембрийскими гранитоидами. Контакты с вмещающими
породами – интрузивные и тектонические, вертикальные и наклонные под углами 5080° по направлению к центру кальдеры (рис. 4). Образование данной структуры связано
с формированием дельмачикского дайкового комплекса, имеющего северо-западное
простирание. Породы, слагающие дайковый комплекс, представлены гранит-порфира­
ми, кварцевыми порфирами, диорит-порфиритами, лампрофирами позднеюрского аму­
джиканского комплекса. Основная часть даек сложена гранит-порфирами и кварцевы­
ми порфирами, мощность их колеблется от нескольких десятков сантиметров до 45
метров. Дайки диоритовых порфиритов сконцентрированы в северо-восточной части
выходов дельмачикского дайкового комплекса. Они сопровождаются минерализован­
ной зоной тектонических брекчий «Антимонитовая». В пределах дайкового комплекса
находится палеокальдера, сложенная эксплозивными брекчиями. Она имеет в плане эл­
липсообразную форму размерами 1750×1000 м, вытянутую в субмеридиональном
направлении (рис. 4).
Рис. 4. Геологическая схема Дельмачикского золоторудного месторождения
(построена по данным В.А. Шимановского и др., 1988 г.)
1 - позднеюрские интрузии. Дайки: а - гранит-порфиров, б – дайки кварцевых порфиров, в –
дайки диоритовых порфиритов; 2 – эксплозивные брекчии: а – центральных частей палеокальдеры, б –
периферийной части палеокальдеры; 3 – раннепротерозойские гранитоиды; 4 – раннеархейские амфибо­
литы, кристаллические сланцы, гнейсы; 5 – рудные тела; 6 – минерализованная зона «Антимонитовая»; 7
– штокверковые зоны: А – «Северо-Восточная», Б – «Центральная»; 8 – тектонические нарушения.
В эксплозивных брекчиях обломочный материал представлен угловатыми, реже
сглаженными, обломками гранитоидов, гнейсов, кварцевых и диоритовых порфиритов,
164
составляющими до 80-85% объема породы. Размер обломков в основной массе состав­
ляет несколько сантиметров. Цемент брекчий представлен тонкоперетертым кварцевополевошпатовым материалом. Почти повсеместно цемент брекчий подвержен процес­
сам турмалинизации. Брекчии, отмечаемые в периферической части палеокальдеры в
виде полосы шириной 20-40 метров, отличаются большими размерами обломочного
материала, который представлен остроугольными, реже округлыми обломками вмеща­
ющих пород. Размер обломков колеблется от первых сантиметров до метра. Цемент кварцево-полевошпатовый. Среди эксплозивных брекчий располагаются два ксенолита
раннепротерозойских гранитов.
Анализ содержания элементов-примесей в цементе брекчий Дарасунского и
Дельмачикского месторождений показывает, что имеются как сходные, так и отличи­
тельные особенности (табл. 2). Так, в цементе брекчий Дельмачикского месторождения
содержания As, Pb, Sb, V и W более чем на порядок превышают таковые Дарасунского
месторождения. Это можно объяснить тем, что на Дельмачикском месторождении ми­
нерализованные зоны эксплозивных брекчии соответствуют продуктивной стадии золо­
того оруденения, а на Дарасунском месторождении они предшествуют ей (табл. 2).
При проведении поисково-оценочных работ выявлено 11 рудных тел, значитель­
ная часть которых сосредоточена в минерализованной зоне «Антимонитовая» ишто­
кверковых зонах «Центральная» и «Северо-Восточная» (рис. 4). Метасома тически
преобразованные породы представлены зонами серицитизации, каолинизации, карбона­
тизации, эпидотизации, окварцевания.
Таблица 2
Средние содержания элементов в цементе брекчий взрыва в Дарасунском рудном поле, г/т
As
216
10
Эксплозивные брекчии месторождения Дельмачик (n=11)
Ba
Bi Co Cr
Cu Ni Pb
Sb Sc Sn Sr
V
W
Zn
273 7
12 121 52 10 1404 48 7
22 314 2383 168
74
Эксплозивные брекчии месторождения Теремки (Дарасунское рудное поле)*
480 17 5
35 10
8
9
0,3
3
3
140 110
3
72
Примечание: анализы выполнены ICP методом в аналитических лабораториях фирмы «SGS Восток Ли­
митед», г. Чита, аналитик Н.А. Казаченко; * - данные [9]; n – число анализов.
Предшествующими исследователями выделено два типа оруденения и шесть
стадий минерализации. Первый тип оруденения распространен за пределами трубооб­
разного брекчиевого тела и представлен золото-сульфидно-кварцевыми жилами мощ­
ностью до 30 см. Рудные тела локализованы в зонах рассланцевания. Второй тип развит
в пределах брекчиевого тела. Золотое оруденение локализуется в метасоматически из­
мененных брекчиях с прожилково-вкрапленной минерализацией, реже – в зонах про­
жилкового окварцевания. Мощность рудных зон достигает 70 метров. Количество руд­
ных минералов составляет 10-15%. Основными рудными минералами являются пирит,
арсенопирит, пирротин и халькопирит. Среднее содержание золота в рудных телах со­
ставляет 3,6 г/т.
Минерализованная зона «Антимонитовая» расположена севернее палеокальдеры
и приурочена к тектонической зоне дробления северо-западного простирания. Мощ­
ность зоны колеблется от 5 до 55 м, протяженность – 4 км. Она сложена катаклазиро­
ванными, метасоматически измененными гранитами, гранито-гнейсами, гнейсами,
сланцами. Минеральный состав зоны тектонических брекчий представлен пиритом,
халькопиритом, сфалеритом. Содержание сульфидов составляет 3-10%. В пределах
зоны повсеместно отмечаются жилы, прожилки и гнезда антимонита, мощность кото­
рых достигает 0,4 м.
165
Штокверк «Центральный» расположен в северо-восточном контакте эксплозив­
ного сооружения. Размеры штокверка в плане составляют 45×55 м. Он сложен интен­
сивно измененными эксплозивными брекчиями, пронизанными прожилками халцедо­
новидного кварца. Характерной особенностью данного штокверка является развитие
метасоматитов с овоидной текстурой. Состав овоидов – кварцево-сульфидный, турма­
лин-пиритовый, кварц-серицит-хлоритовый.
Штокверк «Северо-Восточный», приуроченный к юго-восточному, северному
контакту эксплозивного сооружения, имеет протяженность до 850 м. Он сложен мета­
соматически измененными эксплозивными брекчиями. Сульфидная минерализация
представлена тонкой вкрапленностью пирита, реже - антимонита. В составе прожилков
наблюдается пирит-арсенолпирит-антимонитовая минерализация.
Корреляционный анализ выявил тесную связь золота в метасоматически изме­
ненных брекчиях (r = 0,6) с цинком, в минерализованной зоне «Антимонитовая» – с
мышьяком (r = 0,5). На Дельмачикском месторождении основное оруденение локализо­
вано в штокверковых зонах. На золотрудных месторождениях образование ФЭС, как
правило, предшествует продуктивной стадии золотого оруденения.
Рассмотрим геодинамические обстановки формирования интрузий, вмещающих
ФЭС (рис. 5). Анализ диаграммы FeO*/(FeO*+MgO) – SiO 2 свидетельствует о том, что
граниты, вмещающие ФЭС, образованы в различных геодинамических обстановках
(островодужных, коллизионных, континентальных).
Таким образом, образование ФЭС в Восточном Забайкалье связывается с про­
цессами коллизии Сибирского и Китайского континентов в мезозое. В ходе этих про­
цессов были образованы островодужные, коллизионные и постколлизионные гранит­
ные интрузии. При этом в зонах глубинных нарушений или на небольшом удалении от
них в части интрузивных образований происходит значимые процессы дифференциа­
ции магматических расплавов с локализацией газово-жидких, часто рудоносных,
компонентов (в том числе и бора). В последующем при тектонических процессах или
под давлением газово-жидких флюидов происходит нарушение сплошности пород с об­
разованием зон эксплозивных брекчий [10]. Выявлено, что источниками бора в грани­
тоидах могут служить глубинные части литосферы [7], или верхние части мантии [4].
Рис. 5. Диаграмма FeO*/(FeO*+MgO) – SiO2 [8], демонстрирующая геодинамические обстановки
формирования гранитов, вмещающие ФЭС Восточного Забайкалья. FeO*=0,9Fe2O3+FeO
RRG – граниты, связанные с рифтами, CEUG – гранитоиды эпиорогенных поднятий: IAG – гранитоиды островных
дуг; CAG – гранитоиды континентальных дуг: CCG – гранитоиды обстановок континентальной коллизии; POG – по­
сторогенные граниты. 1 – плагиогранит-порфиры (J3) района Дарасунского золоторудного месторождения; 2 – гра­
нит-порфиры района (J3) Дельмачикского золоторудного месторождения; 3 – граниты района (J2-3) Андрюшкинского
золоторудного месторождения; 4 – граниты района (J2-3) Сыпчугурского золоторудного месторождения; 5 – граниты
района (P) Илинского золоторудного месторождения. Значительная часть силикатных анализов приводится по дан­
ным территориальных геологических фондов (г. Чита).
Список литературы
166
1. Антипин. В.С., Гайворонский Б.А., Сапожников В.П., Писарская В.А. Онгониты Шерловогорского рай­
она (Восточное Забайкалье) // Доклады АН СССР. 1980. Т. 253. № 1. – С. 228-232.
2. Гайворонский Б.А. Шерловогорское месторождение в кн. Месторождения Забайкалья. М.: Геоинформ­
марк, 1993. Т.1. кн. 1. – С. 130-133.
3. Духовский А.А., Акрамановский И.И. и др. Объемное геологическое картирование редкометалльных
рудных районов. М.: Недра. 1981.
4. Изох Э.П. Интрузивные серии Верхнего Сихотэ-Алиня и Нижнего Приамурья, их происхождение и
причины металлогенической специализации. Автореф. докт. диссерт. Новосибирск, 1966.
5. Интерпретация геохимических данных. Учебное пособие / под ред. Е.В. Склярова. М.: Инжиниринг,
2001. – 288 с.
6. Костицын Ю.А. Накопление редких элементов в гранитах // Природа, 2000. № 2. – С. 26-34.
7. Кузьмин В.И., Добровольская Н,В, Солнцева Л.С. Турмалин и его использование при поисково-оценоч­
ных работах. М.: Недра. 1979. - 269 с.
8. Кулагашев А.И. О магматогенных брекчиях Шерловой горы и связанной с ними рудной минерализа­
ции // Материалы III научной конференции ЗабНИИ, Чита, 1968. - С. 60-71.
9. Куликова З.И., Гулина В.А., Зорина Л.Д. Индикаторная роль эксплозивных брекчий в генезисе Терем­
кинского золоторудного месторождения // Геология и геофизика. 1996. Т. 37, №12. – С. 61-72.
10. Таусон Л.В. Геохимические типы и потенциальная рудоносность гранитов. Л.: Недра, 1977. - 280 с.
11. Туговик Г.И. Флюидно-эксплозивные структуры и их рудоносность. М.: Наука, 1984. - 193 с.
ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ И ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ ОБСТАНОВКА
ФОРМИРОВАНИЯ ПРОЯВЛЕНИЯ ЗОЛОТА ДЕС (ЮГО-ВОСТОЧНОЕ
ОБРАМЛЕНИЕ СЕВЕРО-АЗИАТСКОГО КРАТОНА)
И.В. Бучко 1, 2, А.А. Сорокин1, В.А. Пономарчук 3, А.В. Травин3, Ир.В. Бучко 1
1
ИГиП ДВО РАН, Благовещенск, inna@ascnet.ru, sorokin@ascnet.ru, 2ОАО Амургеология, Благовещенск,
3
ИГиМ СО РАН, Новосибирск.
В статье приведены геохимические особенности и геодинамическая обстановка формирования
рудопроявления золота Дес. Исследование минералогических и геохимических особенностей руд позво­
лило выделить две формации кварц-пиритовую и золото-кварц-сульфидную. Для последней установлено
две геохимические ассоциации: золото-редкометальная и полисульфидная. Наиболее высокие концентра­
ции золота связаны с золото-редкометальной ассоциацией. Образование золотого оруденения площади
происходило в обстановке трансформной континентальной окраины Северо-Азиатского кратона.
Главной эпохой золотого оруденения в пределах юго-восточного обрамления
Северо-Азиатского кратона, в целом, и Джугджуро-Станового супертеррейна, в частно­
сти, является мезозойская. С ней связывается образование эпигенетических жильных и
вулканогенных золото-серебряных месторождений, наиболее крупными из которых яв­
ляются Березитовое, Бамское, и др. более мелкие. Широкое проявление разнообразных
типов золоторудной минерализации обусловлено особенностями геодинамического
развития территории в мезозое.
Согласно существующим геологическим представлениям, об истории развития
юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона [4] в период 142-138 млн. лет
происходило сближение Буреинского супертеррейна и Северо-Азиатского кратона.
Возраст коллизии остается предметом дискуссий, однако, существует точка зрения, что
ее отражением является внедрением коллизионных гранитоидов тукурингрского
комплекса [8, 9] и заключительный этап регионального метаморфизма становой серии
[11]. Позднее, на трансформной континентальной окраине Северо-Азиатского кратона
[4], произошло заложение Удской [8] или Удско-Мургальской [4] магматической дуги,
с которой связывается формирование значительных по масштабам магматических
структур, вмещающих золотую и серебряную минерализацию различных формацион­
ных типов.
В пределах Иликанского блока Джугджуро-Станового супертеррейна самым
крупным золоторудным объектом эпигенетического жильного типа является Бамское
167
месторождение золото-кварц-сульфидной формации. Рассматривая его геолого-струк­
турную позицию, нельзя не обратить внимание на расположение рудных тел месторо­
ждения в гранитоидах тукурингрского комплекса и их контроль субширотными разло­
мами. Последние прослеживаются в западном направлении до месторождения сереброполиметаллических руд Моготинское, на расстояние не менее 80 км.
Перспективы Бамского месторождения могут значительно увеличиться за счет
многочисленных рудопроявлений золота, серебра, молибдена, наиболее известными из
которых являются Дес, Находка, Апсакан, Доминикан, Чубачи и др., расположенными
в радиусе около 40 км от рудного поля месторождения. Наиболее крупным из приве­
денных рудопроявлений является рудопроявление золота Дес, которое находится в 6 км
юго-восточнее месторождения Бамское.
Наиболее древними образованиями площади рудопроявления являются гранито­
иды тукурингрского комплекса (138-142 млн. лет), установленные в северо-восточной
части участка. Геохимические особенности пород кислого состава свидетельствуют об
их образовании в обстановке коллизии [9]. Следующий этап магматической активности
территории соответствует формированию постколлизионных щелочных габброидов
(134 млн. лет, U-Pb метод по циркону, [3]), образованных в обстановке трансформной
континентальной окраины и, возможно, кварцевых сиенитов-сиенитов, выходы кото­
рых установлены как в пределах Бамского рудного поля, так и рудопроявления Дес. Не
исключено, что к этому же этапу относится и становление порфировидных гранитоидов
тындинско-бакаранского комплекса. Последние, формируют серию крупных массивов
вдоль юго-восточной окраины Северо-Азиатского кратона и представляют собой фраг­
менты раннемеловой Удской магматической дуги, возникшей в обстановке активной
[9; 12] или трансформной [4] континентальной окраины. Возраст тындинско-бака­
ранского комплекса дискуссионен. Приводимые значения возрастов, полученных с по­
мощью Rb-Sr и K-Ar методов, не дают возможности точно охарактеризовать возраст
комплекса. Так, калий-аргоновый метод указывает на значительный интервал их ста­
новления от средней юры до раннего мела: 159-122 млн. лет [5], 152-108 млн. лет [7],
140-138 млн. лет [6]. Определения возраста рубидий-стронциевым методом также дали
значительный разброс значений 166 млн. лет [2] и 142 млн. лет [1]. Возраст Чиль­
чинского массива, относимого к тындинско-бакаранскому комплексу составляет
127±0,8 млн. лет (U-Pb) метод [10]. По другим данным – 126,8+2,9 млн. лет (Ar/Ar ме­
тод, [14]).
Продолжается магматическая активность данной территории образованием вул­
каногенно-плутоногенного джелиндаканского комплекса (129 млн. лет, K-Ar метод
[13]). С этим же этапом, вероятнее всего связано образование рудных тел Бамского ме­
сторождения, возраст которых оценивается Rb-Sr методом по мусковиту в 130,6 млн.
лет [1].
Завершается развитие территории внедрением даек разнообразного состава от
диоритовых порфиритов до риолитов и кварцевых сиенит-порфиритов 114+3 млн. лет
(К-Ar метод, [1]) и становлением Невачанской интрузии сиенит-порфиров – 101+4 млн.
лет [1].
Расположение в западной части рудопроявления Дес интрузии гранодиорит-пор­
фиров джелиндаканского комплекса, обусловило его отчетливую проявленность в маг­
нитном поле – это широкая слабоинтенсивная градиентная зона северо-западного
направления, интенсивностью 300-1000 нТл. В пределах площади рудопроявления
установлены многочисленные дайки общего субширотного простирания вулканитов
джелиндаканского комплекса, преимущественно кислого состава и многочисленные
зоны дробления субширотного, северо-западного, северо-восточного и ортогонального
направлений.
168
Золоторудное оруденение характеризуются неравномерным распределением зо­
лота, при этом границы маломощных рудных тел определяются только по результатам
опробования. Изучение морфологических особенностей рудных тел, позволило разде­
лить их на четыре типа: кварцевые жилы с сульфидами; линейные зоны тонкопрожил­
кового, прожилкового и прожилково-сетчатого окварцевания с сульфидами в зонах бе­
резитизации; минерализованные зоны дробления с глинистыми швами, обломками
кварца и березитизированными обломками гранитов и гнейсов; объемные зоны метасо­
матического и тонкопрожилкового окварцевания.
Первые два морфоструктурных типа оруденения сменяют друг друга как по про­
стиранию, так и по падению, для них свойственно наличие объемного катаклаза. Тре­
тий тип имеет подчиненное значение, проявлен реже и характеризуется в основном
очень низкими содержаниями золота и серебра.
Кварцевые жилы с сульфидами отличаются наиболее высокими содержаниями
золота (1,3-10,4 г/т) и серебра (5-50 г/т) и представляют собой ленто- и линзообразные
тела, осложненные флексурными изгибами по простиранию и, возможно, по падению.
Мощность их незначительная, колеблется от 0,1 до 2,5 м. Минеральный состав жил до­
вольно простой. Это белый крупно- до средне-кристаллического кварц, часто обохрен­
ный с гнездами и вкрапленностью сульфидов - пирита, халькопирита, галенита, иногда
молибденита – от 1-3 до 20% от состава жилы. Установлена прямая зависимость между
сульфидностью руд и количеством золота.
Зоны тонко-прожилкового сетчатого окварцевания имеют наибольшее распро­
странение в березитизированных и грейзенизированных гранитоидах. Это линейные и
линзовидные зоны преимущественно северо-западного и субширотного направлений, с
тонкой и мелкой вкрапленностью сульфидов – пирита и очень редко халькопирита.
Мощности подобных зон от первых десятков см до 110 м. Содержания золота на уров­
не 0,n г/т, серебра 0,3-10 г/т.
Минерализованные зоны дробления имеют подчиненное значение и характеризу­
ются низкими содержаниями золота до 0,n г/т и серебра – до первых г/т. Они сопрово­
ждаются как зонами прожилкового и метасоматического окварцевания, так и кварцевы­
ми жилами. Преобладающее направление - СЗ и субширотное.
Зоны объемного метасоматического и тонкопрожилкового окварцевания
приурочена к штоку брекчированных риолитов с пиритом и гематитом. В зоне окисле­
ния наблюдаются гидроокислы железа и марганца.
По содержанию сульфидов оруденение рудопроявления золота Дес подразделя­
ется на 2 типа: малосульфидное с содержанием сульфидов 3-7% и умеренносуль­
фидное, доля сульфидов в котором составляет 8-20%. Из сульфидов отмечены пирит,
галенит, халькопирит, отмечаются молибденит, сфалерит, сульфосоли.
По минералогическим и геохимическим особенностям руд и первичных геохи­
мических ореолов в пределах рудопроявления Дес можно выделить две формации:
кварц-пиритовую и золото-кварц-сульфидную.
Для оруденения кварц-пиритовой формации характерны высокие содержания зо­
лота до 10,4 г/т и серебра до 50 г/т, с отношением Ag/Au 1-20. Содержания элементов
примесей низкие – W до 10 г/т, Bi до 10 г/т, Mo до 10 г/т, Pb до 80 г/т, Cu до 80 г/т, Zn
до 80 г/т. В то же время для второй золото-кварц-сульфидной формации выделено 2
геохимические ассоциации элементов: золото-редкометальная (Au-Bi-Mo-W) и поли­
сульфидная (Zn-Cu-Ag-Pb).
Для ранней Au-W-Bi-Mo установлено два подтипа – первый W-Bi, более ранний
и второй – Mo. Для первого подтипа установлены содержания Au 0,1-2,91 г/т, Ag 0,05100 г/т, W 20-500 г/т, Bi 0,5-200 г/т, Mo 0,6-10 г/т. В то же время для второго подтипа
количество Au составляет 0,1-1,54 г/т, Ag 0,2-70 г/т, W 1-4 г/т, Bi 0,5-40 г/т, Mo 20-150
169
г/т. Полисульфидная ассоциация характеризуется относительно высокими содержания­
ми Au 0,1-1,54 г/т, Ag 0,1-40 г/т, Cu 20-4000 г/т, Zn 20-7000 г/т, Pb 20-4000 г/т, W 1-15
г/т, Bi 0,3-10 г/т, Mo 0,6-15 г/т.
Из анализа геохимической характеристики выделенных формаций можно сде­
лать вывод о том, что аномальные содержания золота установлены в породах с макси­
мальными содержаниями серебра, висмута, вольфрама и молибдена, т.е. связаны с ред­
кометальной ассоциацией, либо на интервалах совмещения редкометальной и поли­
сульфидной ассоциаций.
Формационный тип рудопроявления Дес можно определить как сложный вулка­
ногенно-плутоногенный с проявлением убого-сульфидной золото-серебро-кварцевой
(золото-серебряной) и умеренно-сульфидной золото-кварцевой (золото-полиметальной)
формаций.
Таким образом, золотое оруденение рудопроявления Дес локализовано в суль­
фидизированных жильно-прожилковых зонах, субширотного или северо-западного
направлений среди березитизированных или грейзенизированных гранитоидов тын­
динско-бакаранского и гранодиорит-порфиров джелиндаканского комплексов.
Предварительные данные геохронологических исследований кварц-серицитовых
метасоматитов из зальбандов кварцевых жил 39Ar/40Ar методом – 128-130 млн. лет поз­
воляют сопоставлять время формирования оруденения Дес с периодом формирования
рудных тел Бамского месторождения (130,6 млн. лет [1]).
Учитывая, что нижняя возрастная граница вмещающих оруденение пород огра­
ничена интервалом 134-138 млн. лет, есть все основания полагать связь оруденения как
Бамского месторождения, так и рудопроявления Дес со становлением либо гранитои­
дов тындинско-бакаранского либо гранодиорит-порфиров джелиндаканского комплек­
сов.
Возвращаясь к геодинамической обстановке образования золоторудной минера­
лизации Бамского месторождения, рудопроявления Дес и др., можно предполагать, что
её формирование происходило при развитии Удской магматической дуги, с которой
связывается формирование значительных по масштабам вулканогенно-магматических
структур, вмещающих золотую и серебряную минерализацию различных формацион­
ных типов, на трансформной континентальной окраине Северо-Азиатского кратона.
Список литературы
1. Бамское золоторудное месторождение (геология, минералогия и геохимия). Степанов В. А., Стриха
В.Е., Черемисин А.А. и др. – Владивосток: Дальнаука, 1998. - 209 с.
2. Бирюлькин Г.В. Оценка Чаро-Олекминского региона Алданского щита на благородные, цветные и ред­
кие металлы с составлением прогнозно-минерагенической карты масштаба 1:200000. Кн. 1. Объяснитель­
ная записка к структурно-формационной карте Чаро-Олекминского региона. – Якутск: Якутскгеология,
1990. - 216 с.
3. Бучко И.В., Сорокин А.А., Ларин А.М., Великославинский С.Д., Сорокин А.П., Кудряшов Н.М. Позднеме­
зозойские постколлизионные высококалиевые габброиды Джугджуро-Станового супертеррейна // Докла­
ды Академии Наук, 2010. Т.431. № 3. - C. 238-242.
4. Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России: в 2 кн. / под ред И.А. Ханчука.- В.: Дальнау­
ка, 2006.
5. Глебовицкий В.А. и др. Последовательность геологических процессов в южном обрамлении Алданско­
го щита и геохронологические данные // Абсолютный возраст докембрийских формаций СССР. Л.: Нау­
ка, 1965.
6. Загрузина И.А. Геохронология мезозойских гранитоидов Северо-Востока СССР. М.: Наука, 1977. – 279
с.
7. Кузьмин М.И., Антонов А.Ю. Геохимия мезозойских гранитоидов Станового хребта // Геохимия, 1980.
№ 7. - С. 1018-1029.
170
8. Ларин А.М., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Ковач В.П., Макарьев Л.Б., Тимашков А.Н., Бережная Н.Г.,
Яковлева С.З. Новые данные о возрасте гранитов Кодарского и Тукурингрского комплексов, Восточная
Сибирь: геодинамические следствия // Петрология, 2000. Т.8. № 3. - С. 267-279.
9. Ларин А.М., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. Мезозойские граниты Чубачинского массива тукурингр­
ского комплекса (Джугджуро-Становая складчатая область): новые геохимические, геохронологические
и изотопно-геохимические данные // Петрология, 2001. Т.9. № 4. - С. 442-457.
10. Ларин А.М., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. и др. В кн.: Изотопная геохронология в решении проблем
геодинамики и рудогенеза. Санкт-Петербург: Центр информ. культуры, 2003. - С. 253-257.
11. Ларин А.М., Сальникова Е.Б., Котов А.Б. и др. Раннемеловой возраст регионального метаморфизма
становой серии Джугджуро-Становой складчатой области: геодинамические следствия // Доклады акаде­
мии наук, 2006. Т. 409. №2. - С. 222-226.
12. Парфенов Л.М., Берзин Н.А., Ханчук А.И., Бадарч Г. и др. Модель формирования орогенных поясов
Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеанская геология, 2003. Т.22. № 6. - С. 7-41.
13. Петрук Н.Н., Шилова М.Н. и др. Объяснительная записка к Государственной геологической карте
Российской Федерации масштаба 1:1000000. Третье поколение. Лист N-51 (Сковородино). СПб, 2008.
14. Сотников В.И., Сорокин А.А., Пономарчук В.А., Травин А.В., Сорокин А.П., Гимон В.О. Геохроноло­
гия мезозойских гранитоидов и связанного с ними молибденового оруденения западной части Джугджу­
ро-Станового супертеррейна // Доклады АН, 2007. Т.416. № 6. - С. 794-798.
МОГОТИНСКОЕ МЕСТОРОЖДЕНИЕ СВИНЦОВО-СЕРЕБРЯНЫХ РУД
ДЖУГДЖУРО-СТАНОВОГО СУПЕРТЕРРЕЙНА
Ир.В. Бучко 1, И.В. Бучко 1, 2
1
ИГиП ДВО РАН, Благовещенск, iraidabuchko@rambler.ru ;
2
Амургеология, Благовещенск, inna@ascnet.ru
В статье приведены данные об единственном в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна
месторождении серебро-полиметалических руд Моготинское. В его пределах по результатам интерпрета­
ции геохимических данных по первичным ореолам выделено 5 рудных тел и определены уровни их эро­
зионного среза. Среднее содержание серебра на мощность 12 м составляет 250 г/т. Месторождение рас­
положено в эндоконтакте позднемеловых гранитоидов Станового пояса и, вероятнее всего, связано с
формированием Удско-Мургальской магматической дуги в обстановке трансформной континентальной
окраины.
Единственное в пределах Джугджуро-Станового супертеррейна юго-восточного
обрамления Северо-Азиатского кратона Моготинское месторождение свинцово-сере­
бряных руд расположено в междуречье рр. Могот и Ср. Могот и было выявлено при
проведении поисковых работ Е.П. Расточиным в 1957 г. [9]. Оно находится в пределах
одноименного серебро-золоторудного узла Апсакано-Нагорненского района ОлекмоСтановой минерагенической провинции [6].
Месторождение Моготинское расположено в зоне влияния крупнейшего Стано­
вого разлома, обеспечивавшего интенсивную магматическую активность региона [1].
Согласно существующим на настоящий момент представлениям о геодинамическом ре­
жиме юго-восточного обрамления Северо-Азиатского кратона, в поздней юре-раннем
мелу (154-105 млн. лет) на востоке протоконтинента на его границе с палео-Тихим
океаном формировалась Удско-Мургальская дуга, для которой свойственно развитие
гранитоидного магматизма и плутонических структур. К юго-западу в глубь континен­
та эта дуга сменялась Становым поясом гранодиоритовых батолитов [2; 8]. Изучаемое
месторождение локализовано в эндоконтакте позднемеловых (?) гранитоидов Станово­
го пояса, что позволяет предполагать его формирование в обстановке трансформной
континентальной окраины.
Наиболее древними стратифицированными образованиями района месторожде­
ния являются тонкополосчатые амфиболовые, биотит-амфиболовые, эпидот-амфиболо­
вые плагиогнейсы, амфиболиты (иногда гранатсодержащие) с редкими прослоями био­
тито-мусковитовых плагиогнейсов кудуликанской свиты, условно нижнепротерозой­
171
ского возраста, установленные в виде ксенолитов в более поздних гранитоидах. Абсо­
людный возраст гранитоидов, по данным Ю.К. Дзевановского, соответствует рифею.
Магматические образования в пределах месторождения представлены условно
позднепротерозойскими (?) гнейсовидными биотитовыми гранитами и жильными
аплитовидными лейкократовыми гранитами и мусковитовыми пегматитами, поднеме­
зозойскими гранит-порфирами, гранодиорит-порфирами и диоритовыми порфиритами.
Основными типами разрывных нарушений площади являются ортогональные:
субширотные и субмеридиональные. Кроме этого установлены разломы северо-вос­
точного и северо-западного направлений.
Субширотные разломы, контролируют свинцово-серебряное оруденение, и со­
стоят из серии мелких тектонических зон. Они сопровождаются массивными кварцевы­
ми, кварц-баритовыми метасоматитами светло-серого, почти белого цвета с зеленова­
тым и буроватым оттенками. В них указываются признаки “залеченного” катаклаза,
иногда - брекчирования и субпаралельные контактам линзовидные (0,3-3 мм) просечки
мелкозернистого до сливного кварца (1-2%). В наиболее мощных просечках по центру
наблюдаются щелевидные пустоты с очень мелкими щетками кварца. Разломы имеют
крутые падения 70-80о как в южных, так и в северных румбах.
Разломы субмеридионального простирания установлены в западной части пло­
щади. Они сопровождаются зонами окварцевания, сульфидизации, аргиллизации и ли­
монитизации различной степени интенсивности.
Разломы северо-западного направления, вероятнее всего, представляют собой
серию нарушений со сбросовой составляющей, разделяющими месторождение на
несколько блоков. При этом южный (юго-западный) блок месторождения Моготинское
по геохимическим данным, является поднятым относительно северного (северо-вос­
точного).
Согласно данным Е.П. Растопчина [6] в пределах месторождения выделено две
рудные зоны Северная и Южная. Форма рудных тел – метасоматические залежи вдоль
зон дробления северо-восточной до субширотной ориентировки, мощностью первые
десятки метров, протяженностью до 500 м. Минеральный состав руд, сложенных пири­
том, галенитом, сфалеритом, бисмутитом, аргентитом, баритом, кварцем, амфиболом и
гранатом, обусловлен полистадийным процессом рудообразования. Содержания сере­
бра в них составляет 10-7305 г/т, при среднем содержании 250 г/т на мощность 12 м [5;
6], свинца 0,05-1,9%, цинка 0,01-0,08%, меди 0,002-0,5%, молибдена 0,0001-0,06%. В
пределах установленных рудных тел выделено две геохимические ассоциации элемен­
тов, отвечающие двум стадиям рудоотложения: Au-редкометальная (Au-Bi-Mo-Sn) и
Ag-полиметалльная (полисульфидная Ag-Zn-Pb-Сu).
Ранней стадии рудоотложения соответствует золото-редкометальная ассоциа­
ция, в которой главную роль играют золото и висмут. Возможно, что эта ассоциация
отражает близость расположения оруденения к гранитоидной интрузии. Поздней ста­
дии соответствует серебро-полиметалическая ассоциация, которая сопровождается бо­
лее низкотемпературными изменениями. Рудные тела с сульфидной минерализацией
хорошо выражены визуально.
Гидротермально-метасоматические изменения пород представлены брекчирова­
нием, окварцеванием, сульфидизацией, калишпатизацией, лимонитизацией и аргилли­
зацией.
Интервалы б р е к ч и р о в а н и я на кварцевом и кварц-карбонатном цементе
наблюдаются в зонах дробления среди позднемеловых гранодиорит-порфиров, субши­
ротного простирания. Здесь установлены обломки (до 10 см в поперечнике) брекчий
кварцевых метасоматитов, к которым приурочена рассеянная вкрапленность галенита и
172
сфалерита (в соотношении 3/1) с размером зерен до 2-3 мм и их гнездовые скопления
размером от 0,5 см до >10 см. Общее количество сульфидов от 15 до 30%.
О к в а р ц е в а н и е на площади месторождения носит как объемный, так и
прожилковый характер и происходило, как минимум, в 4 этапа:
В первый этап происходило образование древнего сливного молочно белого
кварца, установленного в докембрийских (?) породах в виде прожилков, жил, ориенти­
рованных чаще всего согласно зонам милонитизации, рассланцевания, катаклаза. Мощ­
ности жил (по делювиальным обломкам) не превышают 0,1 м. Окварцевание часто со­
провождается процессами серицитизации, мусковитизации, хлоритизации, эпидотиза­
ции и подчеркивает зоны древних разрывных нарушений.
Второй этап характеризуется развитием молочно-белого кварца в позднемело­
вых гранодиорит-порфирах вдоль разломов северо-восточного и субширотного направ­
лений.
Для третьего этапа свойственно формирование зон объемного метасоматическо­
го окварцевания в гранодиорит-порфирах рудопроявления Моготинское с образовани­
ем эпидот – хлорит – кварцевых метасоматитов, эпидот – кварцевых, серицит – кварце­
вых, кварцевых метасоматитов.
Четвертый этап наиболее интенсивно проявлен на месторождении и представлен
тонкопрожилковым, халцедоновидным кварцем, секущим все предыдущие генерации.
По результатам проведенных исследований можно сделать вывод о том, что ме­
тасоматическому окварцеванию в большей степени подвержены гранит-порфиры. Тон­
ко прожилковое и жильное окварцевание установлены во всех гидротермально-метасо­
матически измененных породах в независимости от их первоначального состава.
С у л ь ф и д и з а ц и я как и окварцевание в пределах месторождения носит как
объемный, так гнездовой и прожилковый характер. По результатам исследований мож­
но выделить минимум 5 этапов этого процесса.
Первый этап проявлен в докембрийских гнейсах и кристаллических сланцах вви­
де равномерно рассеянной по массе вкрапленности мелкокристаллического пирита, об­
щее содержание которого редко превышает 2-3%, который часто замещается гидроо­
кислами железа в виде охр бурого, желто – бурого цвета. При этом в данных породах
отмечаются повышенные содержания Mo, Au.
Второй этап образования сульфидной минерализации связан со становлением
гранитоидов позднестанового комплекса, для которых установлены повышенные со­
держания Mo, Au, Ag. Сульфиды представлены преимущественно пиритом, в редких
случаях отмечается халькопирит.
Третий этап сульфидизации обусловлен внедрением позднемеловых гранодио­
рит-порфиров с равномерно рассеянной по массе вкрапленностью сингенетических пи­
рита и халькопирита, общее содержание которых не превышает 7-8%.
Четвертый этап характеризует формирование полиметаллического оруденения в
метасоматических залежах вдоль разломов субширотного заложения. Сульфидная ми­
нерализация этого этапа представлена галенитом, сфалеритом, халькопиритом, пири­
том в виде густой (от 7 до 25%), рассеянной, реже гнездовой вкрапленности сульфидов
двух стадий:
1. Галенит и сфалерит 5-15% (в соотношении 3/1) размером зерен 0,5-3 мм, с хо­
рошо образованными кристаллами, тяготеющими к светло-серой разности метасомати­
тов;
2. Пирит и халькопирит 1-7% (в соотношении 3/1) величиной выделений << 1
мм, редко 0,5 мм, приуроченных к серым метасоматитам.
Кроме этого, установлены гнездовые скопления (~1% до 6 мм) порошковатых,
землистых агрегатов черного цвета - серебрянная чернь, тяготеющих к скоплениям га­
173
ленита и сфалерита. По трещинам и массе развиты вторичные минералы меди (мала­
хит, азурит, редко борнит) и лимонит.
Пятый этап сульфидизации установлен в цементе зон брекчирования и представ­
лен пиритом и халькопиритом тонкозернистых, пылевидных, равномерно рассеянных
по массе выделений.
А р г и л л и з а ц и я . Аргиллизиты и аргиллизированные породы слагают ло­
кальные зоны мощностью до 180 м в гранитах и гранодиорит-порфирах и приурочены к
зонам разломов северо-восточного, реже субширотного направлений. Узлы с наиболее
интенсивно проявленным процессом, приурочены чаще всего к контактам гранодио­
рит-порфиров позднемелового возраста и докембрийским гранитоидам. В зонах аргил­
лизации породы часто изменены почти до полнопроявленных аргиллизитов и за счет
воздействия растворов с повышенной кислотностью приобретают своеобразный облик
(осветление), на который накладывается лимонитизация, иногда в виде псевдоморфоз
по тонкорассеянному пириту.
Возраст месторождения и связь оруденения с определенными этапами магматиз­
ма или другими геологическими процессами пока не достаточно изучены. По имею­
щимся материалам предполагается многостадийность рудообразующей системы, и, воз­
можно неодкратное её подновление с совмещением различных типов оруденения.
Интерпретация геохимических данных составов образцов, отобранных из руд­
ных зон авторами, а именно, соотношения характеризующие: Ba/Sn - предполагаемые
надрудный и подрудный срезы [3; 4]; Pb/Zn - уровень эрозионного среза оруденения;
мультипликативным показатели: а – AgхZnхPbхСu/AuхBiхMoхSn – определяющий
долю полиметаллической составляющей или близость к гранитоидной материнской ин­
трузии, б – AsxPbxMoxCuxBaxCd/NaxAl – в числителе – элементы со значимыми поло­
жительными коэффициентами корреляции с Ag, в знаменателе - элементы со значимой
отрицательной корреляцией с Ag позволило выделить в пределах Северной и Южной
зон месторождения пять рудных тел с различным уровнем эрозионного среза.
В качестве полезных компонентов в рудах присутствуют Au, Pb, Cu, Zn, Mo,
вредных – As. По предварительным данным свинцово-серебряное месторождение Мо­
готинское может отвечать мелкому серебряному объекту.
Следует отметить, что по имеющимся у авторов на настоящий момент данным,
формационная принадлежность Моготинского месторождения не вызывает сомнения.
Это согласно [10] свинцово-серебряный промышленный тип руд в связи с гранит-пор­
фирами, образованных в обстановке активной континентальной окраины или свинцовосеребряные минерализованные зоны дробления и залежи в гранит-порфирах зон текто­
но-магматической активизации [7]. Главными металлогеническими особенностями дан­
ной геодинамической обстановки является широкое развитие медно-молибденовых, се­
реброносных свинцово-цинковых, молибден-свинцово-цинковых, золото-серебряных,
золоторудных ртутных месторождений, развитых как в краевых частях гранитоидных
батолитов, так и пределах полей развития вулканитов.
Моготинское свинцово-серебряное месторождение является единственным на
настоящий момент объектом данного геолого-промышленного типа руд в Амурской об­
ласти. Кроме этого, в его пределах установлены признаки золото-молибден-меднопор­
фирового оруденения в позднемеловых гранодиорит-порфирах и во вмещающих грани­
тоидах, что требует проведения специализированных геохимических исследований.
Список литературы
1. Геологическая карта Приамурья и сопредельных территорий. Масштаб 1:2500000. Объяснительная за­
писка. СПб-Благовещенск-Харбин, 1999. – 135 с.
2. Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России: в 2 кн. / под ред И.А. Ханчука.- В.: Дальнау­
ка, 2006.
174
3. Григорян С.В. Первичные геохимические ореолы при поисках и разведке рудных месторождений. М.:
Недра, 1987. – 408 с.
4. Зональность гидротермальных рудных месторождений. Том 2. М.: Наука, 1974. - 220 с.
5. Кириллов В.Е., Бердников Н.В. Минералогия и флюидный режим рудоносных метасоматитов Могот­
ского месторождения серебра // Геология, минералогия и геохимия месторождений благородных метал­
лов Востока России, новые технологии переработки блигороднометального сырья. Благовещенск: ИгиП
ДВО РАН, 2005. - С. 94-97.
6. Лобов А.И., Бражников А.С. и др. Комплексные прогнозно-минерагенические исследования террито­
рии Амурской области масштаба 1:500000 (отчет по объекту ГМК-500 за 1991-1996 г.г.). Хабаровск: Та­
ежная ГЭ, 1996. 15 кн. - 2913 с.
7. Методические рекомендации по применению Классификации запасов месторождений и прогнозных
ресурсов твердых полезных ископаемых (серебряных руд). Приложение 29 к распоряжению МПР России
от 05.06.2007.
8. Парфенов Л.М., Берзин Н.А., Ханчук А.И., Бадарч Г. и др. Модель формирования орогенных поясов
Центральной и Северо-Восточной Азии // Тихоокеанская геология. 2003. Т. 22. № 6. - С. 7-41.
9. Сидоров И.Т. Отчет о результатах поисков полиметаллов и серебра в районе верхнего течения р. Мо­
гот в 1961 г. (Моготинская поисковая партия). Хабаровск: ДВГУ, 1962. - 64 с.
10. Справочник Минеральное сырье. Серебро. М.: ЗАО «Геоинформарк», 1998. - 43 с.
БЛИЗПОВЕРХНОСТНЫЕ ЗОЛОТО-СЕРЕБРЯНЫЕ МЕСТОРОЖДЕНИЯ
ЗАБАЙКАЛЬСКОГО КРАЯ
С.П. Карелин1, И.А. Томбасов2
1
ООО «ЗабНТГео», Чита, reshetova-s@mail.ru; 2 ФГУГП «Читагеолсъемка», Чита, pgi_geolog@mail.ru
В 2005-2009 гг. проведены тематические исследования по оценке возможности выявления на
территории Забайкальского края близповерхностных золото-серебряных месторождений. Внутри золотосеребряной рудной формации выделены балейский и илинский геолого-промышленные типы, характери­
зующиеся положительными геолого-экономическими показателями. Разработаны прогнозно-поисковые
модели разномасштабных объектов этих типов. Они пространственно и генетически ассоциируют между
собой, а также с более древним золотым оруденением разноглубинных геолого-промышленных типов и
представляют верхние части позднемезозойских рудно-магматических систем. В результате этого выде­
лены 39 перспективных участков (18 – балейского типа, 21 – илинского), по которым определены
прогнозные ресурсы золота в количестве 1793 т по категориям Р2 и Р3.
Близповерхностные золото-серебряные месторождения имеют большое про­
мышленное значение в Мире, поскольку из них добывается 14,7% общей добычи золо­
та 4. Большое значение они имеют в золотодобывающей промышленности Дальневос­
точного федерального округа России, где отрабатывались и успешно отрабатываются
богатые месторождения золото-серебряной рудной формации (Кубака, Купол, По­
кровское, Пионер, Многовершинное и др.). Значительную роль в экономике Забайкаль­
ского края играли Балейское и Тасеевское месторождения этого типа, последнее из ко­
торых вошло в новый этап освоения.
За последние 20 лет во многих странах Мира, в том числе на Востоке России
открыты новые золото-серебряные месторождения, в том числе крупные (Купол, Па­
скуа-Лама, Ащи, Веладеро и др). К сожалению, Забайкальский край остался в стороне
от удач. Безрезультатные поиски в конце 80-х годов прошлого столетия в Балейском
районе привели к утрате интересов органов, управляющих недрами, и недропользова­
телей к продолжению поисковых работ на балейский тип золотого оруденения в этом и
других рудных районах. Анализ состояния научных исследований и поисковых работ
прошлых лет показал, что неудачи поисков связаны с недостаточно обоснованным вы­
бором участков, поскольку не было создано убедительных прогнозно-поисковых и гео­
лого-генетических моделей месторождений этого типа применительно к Забайкальско­
му региону. До конца 20 века при прогнозировании использовался эмпирический ме­
тод, характеризующийся подбором большого количества различных факторов и при­
175
знаков (чем больше, тем лучше), встречающихся почти на всех участках, без выделения
главных. Многие геологи исходили из предположений о мантийных источниках золо­
тоносных растворов, которые могли поступать в раннем мелу практически в любую из
150 впадин края этого возраста. С этим источником вероятно можно увязать непро­
мышленное золотое оруденение, установленное лишь в 7 грабенах. Поскольку золото­
рудные месторождения всех типов различным образом связаны с разными геологиче­
скими формациями и комплексами, слагающими земную кору, целесообразно искать
конкретные коровые источники золота и сопутствующих металлов, что приближает ис­
следователей к участкам промышленного рудообразования.
Нами проведен металлогенический анализ материалов по золотоносности За­
байкальского края с помощью эволюционно-генетического (геоисторического) метода
прогнозирования, разработанного С.П. Карелиным для условий Забайкалья в 1992-2004
гг. на основе концепции В.И. Смирнова о полигенном и полихронном рудообразова­
нии, выдвинутой им более 35 лет назад. В нем заложены представления о многоэтап­
ном поступательном концентрировании золота во все меньшем объеме в ходе геологи­
ческого развития соответствующего участка земной коры. В данной металлогенической
концепции формирование богатого золото-серебряного оруденения балейского типа
происходило в завершающий этап эндогенного концентрирования металлов в близпо­
верхностных условиях в пределах наложенных раннемеловых грабенов за счет регене­
рации и переотложения золота и серебра из рудных скоплений других типов орудене­
ния, сформировавшихся в более ранние этапы. Например, Балейское и Тасеевское ме­
сторождения сформировались в 6 этапов концентрирования золота, из которых 4 этапа
являются рудоподготовительными, 2 завершающих - рудообразующими. Роль мантий­
ных флюидов при этом не принижается, поскольку они во многом обеспечивали пер­
вичную металлоносность на геохимическом уровне разновозрастных породных образо­
ваний земной коры
Первый (докембрийский) этап накопления золота может быть охарактеризован
лишь в общих чертах, поскольку объединяет разновозрастные геологические процессы
формирования различных пород фундамента. Он связан с формированием региональ­
ного межмегаблокового дислокационного пояса, в составе которого преобладают мафи­
ческие породы: амфиболиты, гнейсы, кристаллические сланцы, габброиды. По данным
С.С. Красинца они обладают изначально повышенным геохимическим фоном золота от
14,8 до 17,3 мг/т, а также As, Ag, Bi, W.
Второй этап перераспределения рудных компонентов, включая золото, связан с
процессами дислокационного метаморфизма, протекавшими в палеозое и раннем мезо­
зое на границах крупных мегаблоков, в частности в зоне Монголо-Охотского глубинно­
го разлома и его ответвления – Борщовочного разлома 6. Исходные породы превраще­
ны в динамосланцы, среди которых устанавливаются кварц-слюдистые, хлоритовые,
эпидотовые, актинолитовые и филлитовидные сланцы, а также кварциты, мраморы и
графитизированные сланцы. В породах отмечаются обособления и прожилки кварца, а
также обширные зоны рассеянной сульфидизации с повышениями содержаний золота
до 0,5–1 г/т.
Третий этап концентрирования золота происходил в экзоконтактовой зоне
контаминации (гибридизма) шириной 3–4 км вокруг плутона гранитов ундинского
комплекса позднепалеозойского возраста, сформировавшегося путем метасоматическо­
го замещения динамометаморфических пород субстрата. По материалам В.Г. Гладкова,
геохимический уровень содержания золота в этой части Балейского рудного узла нахо­
дится в пределах 30-50 мг/т. Повышение его предполагается за счет отгонки из объема
замещенных гранитной магмой пород в экзоконтактовую зону.
Четвертый этап объемного перераспределения и концентрирования золота, а
176
также других рудогенных элементов связывается со становлением в средней-поздней
юре Борщовочного плутона коллизионных гранитов. Палингенно-метасоматическое
гранитообразование сопровождается устойчивым выносом в краевые зоны куполов зо­
лота, Ca, Mg, Fe, Ti, Cr, Ni, Co, V и других рудных элементов. Обогащение пород рамы
Борщовочного плутона золотом за счет его отгонки с фронта гранитизации и его
укрупнение предполагается по наличию россыпей золота в Балейском районе, берущих
начало зоне базификатов. Количественная сторона этого процесса в районе не установ­
лена.
Два последних этапа являются рудообразующими. Они связаны с длительным
прерывистым функционированием рудообразующей системы центрального типа, со­
пряженной с проявлениями позднемезозойского магматизма. Пятый рудообразующий
этап протекал в средней-поздней юре в южном борту Ундино-Даинской депрессии в
пределах Средне-Голготайской очаговой вулкано-купольной структуры. Сформирова­
лись золото-сульфидно-кварцевые месторождения дарасунского типа и проявления зо­
лото-серебро-халцедон-карцевого малосульфидного (илинского) типа. Рудные тела за­
легают в породах домезозойского фундамента, играющих роль базиса рудообразующей
системы, обеспечивающего её золотом и другими рудогенными компонентами, а также
в средне-позднеюрских магматических породах.
Заключительный шестой этап концентрирования, приведший к формированию
месторождений балейского типа, протекал после некоторого перерыва в раннем мелу в
близповерхностных условиях изолированного грабена, наложенного на отмеченную
выше вулкано-купольную очаговую структуру средне-позднеюрского возраста. Основ­
ная часть золота, по нашему мнению, была перемещена из рудных образований и рассе­
янной минерализации предшествующего рудного этапа.
Близповерхностное оруденение с золотом и серебром относится к золото-сере­
бряной рудной формации, в пределах которой нами выделяются балейский и илинский
геолого-промышленные типы, соответствующие золото-адуляр-кварцевой и золото-се­
ребро-халцедон-кварцевой субформациям. Илинский тип близок по условиям залегания
и составу руд золото-адуляр-полисульфидно-кварцевой субформации в классификации
ЦНИГРИ, объекты которой широко распространены на Северо-Востоке России.
Балейский тип хорошо известен с 20-х годов прошлого века. Он характеризуется
большими запасами месторождений (начальный потенциал Балейского и Тасеевского
месторождений составляет 600 т), хорошим качеством руд, возможностью открытой от­
работки, но оруденение, как правило, является скрытым, что затрудняет и сдерживает
поиски его и удорожает геологоразведочные работы. Илинский тип как геолого-про­
мышленный выделяется нами впервые. Ранее Н.А. Фогельман относила ряд золото­
носных объектов, сложенных халцедоновидным кварцем с повышенным содержанием
сурьмы, к назаровскому, илинскому или белогорскому формационным типам. Возмож­
ность выявления в Забайкалье вулканогенных золото-серебряных месторождений (не
балейского типа) высказывали Г.М. Мейтув в 1982 г., а также В.Г. Хомич в 1995 г.9.
Он представлен мелкими-средними (до 30т), месторождениями, выходящими на по­
верхность, (Илинское, Сыпчугурское, Погромное, Дельмачикское) с невысокими содер­
жаниями золота. Они открываются легче и быстрее могут быть введены в отработку
открытым способом с применением дешевой технологии извлечения золота кучным
выщелачиванием. Сказанное выделяет эти типы в разряд лучших типов золоторудных
месторождений, установленных в Забайкальском крае.
Нами разработаны прогнозно-поисковые и геолого-генетические модели рудных
узлов и рудных полей месторождений этих типов, которые определяют различные кри­
терии их выявления (табл.). По нашим представлениям, они несколько отличаются по
возрасту (илинский – позднеюрский, балейский – раннемеловой) и принадлежат к
177
разным тектоническим этапам развития региона, но формируются в пределах одних и
тех же региональных тектонических структур в близповерхностных условиях в связи с
соответствующими вспышками позднемезозойского магматизма в контурах вулканотектонических очаговых структур средне-позднеюрского возраста. Оруденение обоих
типов связано в их пределах с телами эксплозивных вулканических брекчий. Для руд­
ных тел обоих типов характерно развитие халцедоновидного, гребенчатого, пластинча­
того кварца в виде жил и прожилково-жильных зон, реже штокверков. Преобладают
мощные минерализованные зоны гидротермально измененных вмещающих пород, сре­
ди которых выделяются промышленные рудные тела. Они пространственно и генетиче­
ски ассоциируют между собой, а также с более древним золотым оруденением разно­
глубинных геолого-промышленных типов: дарасунского, ключевского, карийского,
скарнового, любавинского, и др., представляя верхние части позднемезозойских рудномагматических систем (рис).
Изображенная на рисунке обобщенная модель золотоносных рудно-магмати-че­
ских систем (РМС) позднемезозойского возраста в Забайкалье наглядно показывает со­
отношение различных геолого-промышленных типов золоторудных месторождений.
Она представляет собой разрез приповерхностной части позднемезозойской очаговой
структуры, связанной с развитием глубинного магматического очага, при вертикальном
перемещении магматических расплавов в приповерхностную зону земной коры. Эти
части структур развивались как вулканы, под которыми существовали верхнекоровые
дополнительные очаги, фиксируемые плутонами гранитоидов и монцодиоритов аму­
джикано-шахтаминского комплекса средне-позднеюрского возраста. С ними связаны
субвулканические ответвления дайкообразной и сложной штокообразной формы. Пери­
ферические части штоков, или небольшие тела сложной и дайкообразной формы пред­
ставлены полностью порфировыми фациями умеренно кислых и субщелочных пород.
Ранние эффузивные продукты сохранились в опущенных тектонических блоках и каль­
дерах проседания. Значительное развитие получили дайки завершающего этапа, пред­
ставленные гранит-, гранодиорит-порфирами, диоритовыми порфиритами, щелочными
и гибридными порфирами, лампрофирами, диабазами, микродиоритами и др. Судя по
составу даек, можно полагать, что они являются производными промежуточных вну­
трикоровых или первичных глубинных магматических очагов. Средне-позднеюрский
магматизм связан с орогенным развитием региона, по представлениям А.М. Спиридо­
нова, Л.Д. Зориной, Н.А. Китаева 8, давших обстоятельную характеристику ряду зо­
лотоносных РМС Забайкалья, с коллизионными геодинамическими обстановками,
благоприятными для проникновения в континентальную литосферу мантийных струй.
Очаговые структуры устанавливаются по геологическим, геофизическим дан­
ным и результатам дешифрирования космических фотоснимков. Этим структурам в
плане соответствуют ареалы развития субвулканических тел порфировых пород уме­
ренно-кислого и монцонитоидного состава, тел эксплозивных брекчий, даек различного
состава, разрывных нарушений радиальной и концентрической систем, полей (опущен­
ных блоков) вулканогенных и вулканогенно-осадочных пород. Геофизическими мето­
дами фиксируются штокообразные тела гранитоидов, монцонитоидов и габброидов, со­
ответствующие коровым магматическим очагам различной глубины залегания, распо­
ложенными под центральными частями палеовулканов. На космоснимках обычно четко
дешифрируются купольные морфоструктуры различных порядков, ограниченные коль­
цевыми или полигональными разрывными нарушениями, осложненные радиальными
системами разрывов.
В соответствии с построениями Г.Л. Поспелова 5, в вертикальном разрезе ру­
дообразующей системы выделяются три зоны: корневая, стволовая и зона разгрузки
или рассеивания.
178
Таблица
Прогнозно-поисковые модели рудных узлов балейского и илинского геолого-промышленных типов
Элементы модели
(критерии и признаки)
1
1. Структурно-тектонические
Балейский тип
2
Зоны глубинных блокоразделяющих разломов, узлы их пере­
сечения с поперечными разломами фундамента. Позднемезо­
зойские впадины, осложненные очаговыми вулкано-куполь­
ными структурами средне-позднеюрского возраста. Перифе­
рическая зона позднемезозойского гранито-гнейсового купо­
ла.
Илинский тип
3
Зоны глубинных блокоразделяющих разломов, узлы их пересечения с
поперечными разломами фундамента. Центры вулканических извер­
жений; участки пересечения линейных разломов с кольцевыми раз­
рывами, ограничивающими вулканические структуры; локальные
надынтрузивные купола, осложняющие негативные вулканические
структуры.
Магматические, динамометаморфические углеродсодержа­
щие породы повышенной основности, а также разновозраст­
ные осадочные породы, специализированные на золото.
Осадочные, вулканогенно-осадочные, метаморфические и магматиче­
ские формации повышенной основности, специализированные на зо­
лото.
2.2. Рудовмещающие формации
Терригенно-осадочные, вулканогенно-осадочные отложения
впадин, в меньшей мере, кристаллические породы фундамен­
та.
2.3. Рудные формации
Широкое развитие в рудном узле дораннемелового золотого
оруденения различных формационных типов.
Вулканогенные, вулканогенно-осадочные формации андезитового,
трахиандезибазальтового, трахидацит – риолитового состава средней
и поздней юры, гетерогенные породы фундамента.
Отмечаются месторождения и проявления золота золото-сульфиднокварцевой формации, часто полиметаллов, сурьмы и ртути, иногда
олова.
2. Формационные
2.1. Формации, слагающие домезозойский фун­
дамент
3. Магматические
3.1 Магматизм, предшествующий рудообразо­
ванию
Средне-позднеюрский магматизм в вулкано- плутонических
купольно-очаговых структурах.
3.2 Магматизм, сопутствующий рудообразова­
нию
4. Рудоконтролирующие и
рудовмещающие структуры
Раннемеловой вулканизм, предположительно, абагайтуйско­
го комплекса.
Разрывные нарушения, проявленные в фундаменте, участву­
ющие в строении впадин (продольные и поперечные), коль­
цевые и радиальные разрывы очаговых структур.
5. Геофизические
Повышенный уровень гравитационного поля, осложненного
локальными изометричными и линейными минимумами с
ограничениями в виде напряженных градиентов; спокойное
слабо отрицательное магнитное поле с кольцевыми и линей­
ными положительными аномалиями; протяженные мощные
зоны повышенной проводимости с изолированными анома­
лиями вызванной поляризации интенсивностью до 5-10% на
фоне 2%.
Аргиллизация, адуляризация, карбонатизация, окварцевание
пород мезозойского чехла; березитизация, лиственитизация,
калишпатизация, турмалинизация, сульфидизация пород
фундамента
Жилы и прожилки халцедоновидного и грeбенчатого кварца
с адуляром, сульфосолями серебра, марказитом и другими
сульфидами. Низкопробное кластогенное золото в аллювии и
делювии. Кварц с пиритом, арсенопиритом, антимонитом,
галенитом, иногда с флюоритом.
Интерферирующие ореольные системы, связанные с различ­
ными этапами рудогенеза. Для позднеюрского этапа харак­
терны ореолы Au, As, Pb, Bi, W, для раннемелового – Au, Ag,
As, Sb и Hg.
6. Гидротермально - метасоматические
7. Минералогические
8. Геохимические
Средне-позднеюрский дифференцированный (от базальтов до рио­
литов) вулканизм, иногда плутонический магматизм умеренно кисло­
го и монцонитоидного состава в очаговых структурах.
Фрагменты региональных разломов и сопряженные с ними разрыв­
ные нарушения более высоких порядков, радиально-концентрические
системы разрывов очаговых структур разного порядка и надынтру­
зивных куполов.
Повышенный уровень гравитационного поля, осложненного локаль­
ными изометричными и линейными минимумами с ограничениями в
виде напряженных градиентов; интенсивное знакопеременное маг­
нитное поле, протяженные мощные зоны повышенной проводимости,
совмещенные с аномалиями вызванной поляризации.
Аргиллизация, адуляризация, карбонатизация, окварцевание (до вто­
ричных кварцитов), хлоритизация, слабая сульфидизация пород.
Жилы и прожилки халцедоновидного и грeбен-чатого кварца с адуля­
ром, сульфосолями серебра, марказитом, антимонитом и другими
сульфидами. Низкопробное кластогенное золото в аллювии и делю­
вии. Повышенная золотоносность и сереброносность пирита и арсе­
нопирита до сотен г/т.
Геохимические ореолы Au, As, Sb, Hg, Pb, Ag, Zn, Bi. Cu, W, Мо, ано­
мальные соотношения содержаний урана, тория, калия.
В пределах корневой зоны происходит формирование рудоносных (конвектив­
но-рециклинговых 2) гидротермальных систем за счет нагревания вадозовых вод, на­
сыщающих породы, и эндогенных флюидов, поступающих из глубинных магматиче­
ских очагов, их обогащение золотом и сопутствующими металлами за счет извлечения
их из вмещающей среды, вынос и переотложение золота в проницаемых тектонических
зонах. Характерно небогатое рассредоточенное золото-сульфидное оруденение типа
рудных штокверков и минерализованных зон. В верхней части зоны встречаются золо­
тоносные кварц-сульфидные, кварц-турмалин-сульфидные, кварц-магнетит-актинолитовые тела небольшой протяженности. В данной зоне располагаются рудные тела Ка­
рийского, Талатуйского, Ключевского, Малоурюмского месторождений а также Гаври­
ловского участка Итакинского месторождения. Они чаще всего локализуются в области
экзоконтакта субвулканических штоков. Породы в рудных зонах тектонизированы, ка­
лишпатизированы, турмалинизированы, сульфидизированы, содержат повышенные со­
держания висмута, молибдена, вольфрама. Примечательным для данной зоны является
широкое развитие магнетита, актинолита, углерода. Здесь могут также формироваться
золотоносные скарны в контакте субвулканических гранодиорит-порфиров с карбонат­
ными породами. В пределах рудных полей, где эрозией обнажена корневая зона, берут
начало крупные россыпи золота.
Стволовая зона характеризуется протяженными, как правило, крутопадающи­
ми жилами и минерализованными зонами небольшой, но выдержанной мощности,
приуроченными к радиально-концентрическим системам разрывов и зонам проходя­
щих разломов. Они обычно тяготеют к контактам даек, которые иногда сами представ­
ляют собой рудные тела, образуя сложные насыщенные системы вокруг субвулканиче­
ских тел гранитоидов. Примерами этой зоны являются жилы Дарасунского месторо­
ждения, рудные зоны участка Сурьмяная Горка Итакинского месторождения.
В верхней зоне разгрузки рудообразующих систем, соответствующей субвул­
канической и вулканической зонам, где чаще наблюдаются тела эксплозивных брекчий,
встречаются штокверки с содержанием золота 2-2,5 г/т и минерализованные зоны, от­
носимые нами к илинскому геолого-промышленному типу. Руды этой зоны обладают
повышенной серебристостью и содержат сурьму, иногда ртуть. К ним относятся Дель­
мачикское, Илинское, Сыпчугурское, Погромное месторождения, а также ЖарчаТеремкинская рудная зона в северной части Дарасунского рудного узла и другие прояв­
ления. К этой зоне разгрузки и рассеивания мы также относим рудные тела Уконикско­
го месторождения (кроме зоны Южной). Для жильных рудных тел, образующихся в
данной зоне, характерны сравнительно небольшие размеры, различная пространствен­
ная ориентировка (от крутопадающих до пологих), сложный полису