Состав, возраст и обстановки седиментации рудовмещающей еравнинской серии Удино-Витимской зоны (Западное Забайкалье, Россия)

Полный текст

Удино-Витимская зона занимает южную часть Байкальской горной области и включает Еравнинскую и Витимскую подзоны (рис. 1). В традиционной схеме стратиграфии палеозоя этой зоны до недавнего времени выделялись вулканогенная олдындинская (Є₁), терригенная химгильдинская (Є_1‒2), карбонатно-терригенная исташинская (Є₃–О₁) свиты и вулканогенная сурхебтинская толща (О) [Бутов, 1996; Язмир, 1972; Язмир и др., 1975; Литвиновский и др., 1986 и др.]. В результате исследований последних лет из состава олдындинской свиты были выделены фаунистически охарактеризованные отложения девона–карбона, пересмотрен возраст исташинской, химгильдинской свит и сурхебтинской толщи; они отнесены к верхнему девону и среднему–верхнему карбону, соответственно [Гордиенко и др., 2010; Руженцев и др., 2012; Минина и др., 2016; Государственная…, 2016]. На тектонических схемах разных авторов Удино-Витимская зона рассматривается как Еравнинский островодужный террейн [Булгатов, Гордиенко, 2004; Зорин и др., 2009], Удино-Витимская зона каледонид [Беличенко, 1962, 1977], Удино-Витимская островодужная система [Гордиенко и др., 2010], Еравнинский прогиб Джида-Витимской системы синклинориев и вулкано-тектонических структур [Геологическая…, 2016]. Мы рассматриваем Удино-Витимскую зону в составе Байкало-Витимской складчатой системы Западного Забайкалья [Руженцев и др., 2012]. Показано, что зона характеризуется длительным развитием и включает комплексы каледонского, раннегерцинского и позднегерцинского структурных этажей, находящиеся в сложных структурных соотношениях [Руженцев и др., 2012]. Фундаментом, на котором формировались каледонские и герцинские комплексы, служат разнородные образования байкальского структурного этажа [Руженцев и др., 2012 и др.]. Каледонский комплекс (Є–О₂) включает олдындинскую свиту в составе двух подсвит и субвулканические тела олдындинского комплекса. Свита (мощность от 250 до 1 600 м) сложена дифференцированными вулканитами, ассоциирующими с известняками. Установлено, что олдындинская свита формировалась в широком интервале ранний кембрий – средний ордовик на гетерогенном байкальском основании [Руженцев и др., 2012; Минина 2014; Ланцева, 2014]. В строении раннегерцинского комплекса (D–C₁) принимают участие карбонатно-терригенная озернинская толща (D_1–2 oz), терригенные исташинская (D₃f is) и химгильдинская (D₃fm₂ hm) свиты, карбонатно-терригенно-вулканогенные ульзутуйская (D₃fm₃–C₁t ul) и кыджимитская (C₁v kd) толщи (рис. 2) [Руженцев и др., 2012; Гордиенко и др., 2013; Минина и др., 2016, 2023]. Все толщи выделены из состава олдындинской свиты и распространены в бассейнах рек Ульзутуй, Кыджимит и Левая Олдында. Озернинская толща является основанием разреза и несогласно, с базальными конгломератами, залегает на нижнепалеозойских известняках и вулканитах олдындинской свиты (рис. 3) и ордовикских гранитах кыджимитского комплекса [Руженцев и др., 2012; Минина и др., 2016]. Ульзутуйскую и кыджимитскую толщи мы объединяем в составе еравнинской серии. Позднегерцинский комплекс (C₂–P₂) включает в себя вулканиты сурхэбтинской толщи (С_2‒3 sb) и тамирской свиты (P₂ tm) [Гордиенко и др., 2010; Руженцев и др., 2012]. Сурхебтинская толща сложена вулканитами среднего и основного составов и их туфами. Возраст толщи определен в 310 млн лет [Гордиенко и др., 2010]. Тамирская свита представлена туфами и лавами трахириолитов, риолитов и трахириодацитов с редкими прослоями туфопесчаников и туфоалевролитов и имеет возраст 290 млн лет [Гордиенко, 2010; Государственная…, 2016]. Нижнепалеозойские и девонско-каменноугольные отложения прорваны монцонитами с возрастом 303.8 ± 6.2 млн лет (SHRIMP-II, ВСЕГЕИ), имеющими надсубдукционные метки [Руженцев и др., 2012; Государственная…, 2016].

 

Рис. 1. Фрагмент Геологической карты РФ масштаба: 1: 200 000, лист XXVIII (Гунда), упрощенный, на основе работы [Геологическая…, 2016] с местоположением участка детальных работ

1–5 – четвертичные отложения: 1 – аллювиальные, русловые и пойменные (aH); 2 – озерные и болотные (l, bH); 3 – аллювий первой террасы (а¹III-H); 4 – аллювиально-пролювиальные отложения (a, pIII-H); 5 – аллювий второй террассы; 6 – мохейская свита (К₂mh); 7 – ушмунская свита (К₁uš); 8 – зазинская свита (К₁zz); 9 – ендондинская (К₁en); 10 ‒ удинская свита (J_2‒3ud); 11–16 – бичурский комплекс, габбро-монцонит-гранитовый (P₂b): 11 – гранит-порфиры (gpP₂b₄), 12 – граносиенит-порфиры (gxpP₂b₄), 13 – диоритовые порфириты (dpP₂b₄), габбро-порфириты (npP₂b₄), 14 – граниты, граносиениты (egP₂b₃), 15 – граниты, лейкограниты, граносиениты (gxP₂b₃), 16 – кварцевые монцониты, монцодиориты, гранодиориты (mP₂b₂); 17 – монцогаббро, габбро (νP₂b₁); 18 – тамирская свита (P₂tm); 19 – химгильдинская и исташинская свиты, нерасчлененные (D3–C₁is-hm); 20 – олдындинская свита (Є₁ol); 21 – гидротермально-метасоматические изменения, без расчленения. На врезке: тектоническая схема Байкало-Витимской складчатой системы (упрощена) с местоположением Удино-Витимской зоны и участка детальных работ.

 

Рис. 2. Геологический разрез девонско-нижнекаменноугольных отложений Еравнинской подзоны (по [Минина и др., 2016] с изменениями)

1 – конгломераты; 2 – гравийные песчаники; 3 – песчаники и алевролиты; 4 – переслаивание кремнисто-углистых аргиллитов, известняков алевролитов, песчаников; 5 – алевролиты с прослоями аргиллитов; 6 – переслаивание пестроцветных туфотерригенных пород, алевритистых известняков, отторженцы известняков, вулканитов; 7 – туфы; 8 – туффиты, туфоаргиллиты; 9 – известковистые алевролиты; 10 – детритовые, биокластовые известняки; 11 – линзы песчанистых известняков; 12–16 – уровень находок органических остатков: 12 – брахиоподы (а), криноидеи (б); 13 – строматопороидеи (а), кораллы (б); 14 – мшанки (а), водоросли (б); 15 – тентакулиты (а), конодонты (б); 16 – флора (а), миоспоры (б).

 

Рис. 3. Схема геологического строения и профиль междуречья Ульзутуй‒Известковый (по работе [Минина, 2014] с дополнениями)

1 – четвертичные отложения (Q); 2–3 – бичурский комплекс (P₂b): 2 – граниты, лейкограниты, граносиениты (ãîP₂b₃); 3 – монцодиориты (µP₂b₂); 4 – тамирская свита (P₂tm); 5–6 – кыджимитская толща (C₁vkd): 5 – туфы кислого состава; 6 – переслаивание туфоалевролитов, туфоаргиллитов, туфов, туффитов, детритовых известняков (тефротурбидиты); 7 – ульзутуйская толща (D₃fm–С₁t ul) – переслаивание пестроцветных туфопесчаников, туфоалевролитов, туфоаргиллитов, алевритистых известняков, отторженцы известняков, вулканитов; 8–10 – озернинская толща (D_1–2oz): 8 – переслаивание кремнисто-углистых аргиллитов, известняков; 9 – переслаивание известковистых песчаников, алевролитов, с прослоями алевритистых известняков; 10 – песчаники с прослоями конгломератов и гравелитов; 11–15 – олдындинская свита (Є₁–О₂ol): 11 – андезиты, андезидациты (О₂ol); 12 – биогермные известняки (Є₁ol); 13 – риолиты, дациты (Є₁ol); 14 – андезибазальты (Є₁ol); 15 – плагиориолиты и их туфы (Є₁–О₂ol); 16 – тектонические нарушения: а – надвиги, б, в – прочие достоверные (б) и предполагаемые (в); 17 – колчеданно-полиметаллические рудные тела; 18 – место отбора проб и изотопный возраст пород; 19 – элементы залегания; 20 – линия разреза; 21 – высотные отметки; 22 – места находок органических остатков; 23–28 – остатки фауны и флоры: 23 – археоциаты (а), трилобиты (б); 24 – брахиоподы (а), криноидеи (б); 25 – строматопороидеи (а), кораллы (б); 26 – мшанки (а), водоросли (б); 27 – тентакулиты (а), конодонты (б); 28 – флора (а), миоспоры (б).

 

Ключевым звеном в понимании тектонической эволюции Удино-Витимской зоны является Еравнинская подзона, включающая весьма продуктивный в отношении полезных ископаемых Озернинский рудный узел. Среди объектов рудного узла наиболее крупным является сверхкрупное Озерное месторождение [Тарасова и др., 1972; Дистанов и др., 1972; Ковалев, Дистанов, 1983; Царев, 1983; Викентьев и др., 2023], колчеданно-полиметаллические руды которого и аналогичного ему Ульзутуйского месторождения, традиционно связывают с нижнепалеозойской олдындинской свитой каледонского комплекса [Васильев, 1977; Гордиенко и др., 2013; Гордиенко, Нефедьев, 2015; Государственная…, 2016 и др.]. Следует отметить, что к настоящему времени получены новые данные о возрасте рудоносной озерной пачки олдындинской свиты Озерного месторождения, свидетельствующие о накоплении рудовмещающих отложений в турнейском веке раннего карбона, а не в кембрии [Минина и др., 2023]. Состав, строение и возраст озерной пачки позволяют сопоставлять ее с верхней частью разреза ульзутуйской и нижней частью разреза кыджимитской толщ еравнинской серии, распространенной северо-восточнее Озерного месторождения (водораздел рек Ульзутуй – Известковый), и вмещающей руды Ульзутуйского месторождения (см. рис. 1, ) [Минина и др., 2023].

ОБЪЕКТ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ

К настоящему временим, несмотря на относительно высокую степень изученности Озерного месторождения и аналогичных ему второстепенных месторождений и проявлений, до сих пор остаются дискуссионными их генезис, возраст руд и вмещающих их отложений. Предполагается, что формирования месторождения по времени являются или раннекембрийскими, или мезозойскими, а происхождение руд, соответственно, вулканогенно-осадочным или гидротермально-метасоматическим (эпигенетическим) [Васильев, 1977; Ковалев, Дистанов, 1983; Царев, 1983; Гордиенко, Нефедьев, 2015 и др.]. Благодаря большому объему горных работ, проделанных ОАО “Озерный ГОК” в пределах Озернинского рудного узла, авторы имели возможность доизучить состав, особенности строения и уточнить возраст палеозойских стратифицированных образований. В нашей статье обобщены и проанализированы имеющиеся и вновь полученные данные о вулканогенно-осадочных и вулканогенных образованиях ульзутуйской и кыджимитской толщ еравнинской серии, распространенной в Озернинском рудном узле. Исследования включали полевое описание разрезов этих толщ с отбором проб для петрографического, петролого-геохимического и палинологического изучения. Петрографические наблюдения проведены с помощью микроскопа Olimpus BX51 (В. С. Ланцева, А. В. Патрахина). Изучение палинологических проб проводилось в лаборатории Воронежского госуниверситета (палинолог Л. Н. Неберикутина). Для палинологических исследований пробы отбирались послойно, преимущественно из тонкозернистых вулканогенно-осадочных пород. Использовалась методика комплексного изучения органомацерата, просматривался весь полученный осадок (до 30‒50 препаратов, насчитывалось не менее 50‒60 форм). Определяющим критерием возрастной характеристики палинокомплексов был их качественный состав [Методические…, 1987]. Определение главных породообразующих элементов в пробах вулканитов кыджимитской толщи было выполнено рентгенофлуоресцентным методом с применением последовательного волнодисперсионного спектрометра S4 PIONEER фирмы Bruker AXS (Германия) с рентгеновской трубкой мощностью 4кВт с Rh-анодом и Be-окном толщиной 75 мкм в лаборатории химико-аналитических исследований ГИН РАН (г. Москва). Содержание рассеянных компонентов в породах были определены методом ICP MS в Аналитическом сертификационно-испытательном центре Инс- титута микроэлектроники и особо чистых материалов РАН (г. Москва). Изотопные Sm-Nd исследования выполнены на мультиколлекторном масс-спектрометре TRITON TI в статическом режиме в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург). Обработка петро- и геохимических данных осуществляли с помощью стандартных статистических и графических редакторов (пакета Microsoft Office и CorelDraw), а также прикладной геохимической программы MINPET 2.02.

СТРОЕНИЕ РАЗРЕЗОВ И ОБОСНОВАНИЕ ВОЗРАСТА УЛЬЗУТУЙСКОЙ И КЫДЖИМИТСКОЙ ТОЛЩ ЕРАВНИНСКОЙ СЕРИИ

Опорные разрезы ульзутуйской и кыджимитской толщ еравнинской серии изучены на водоразделе рек Ульзутуй–Известковый (см. рис. 3).

Ульзутуйская толща (D₃fm–С₁t) впервые выделена на водоразделе рек Ульзутуй–Известковый (см. рис. 3). Толща сложена пестроцветными тефротурбидитами, реже известковистыми и алевритовыми турбидитами, представленными чередованием полимиктовых песчаников, туфотерригенных пород разной гранулометрии, алевритистых детритовых известняков, известковистых туффитов с маломощными прослоями витрокластических и кристаллокластических туфов (рис. 4).

 

Рис. 4. Геологический разрез ульзутуйской толщи (водораздел рек Ульзутуй–Известковый)

1 – четвертичные отложения (Q); 2 – тамирская свита (P₂tm); 3 – ульзутуйская толща (D₃ fm–С₁tul); 4 – кыджимитская толща (C₁vkd); 5 – олдындинская свита (Є₁–О₂ol); 6 – псефитовые туфы трахириолитов; 7 – переслаивание пестроцветных туфопесчаников, туфоалевролитов, туффитов, туфоаргиллитов, алевритистых и детритовых известняков; 8 – конглобрекчии; 9 – туффоаргиллиты, глинисто-кремнистые аргиллиты; 10 – полимиктовые песчаники с линзами гравелитов, карбонатных песчаников; 11 – алевролиты известковистые; 12 – туффиты пепловые, кислого состава; 13 – андезиты; 14 – биогермные известняки; 15 – тектонические нарушения: а – достоверные, б – предполагаемые; 16 – элементы залегания; 17 – линия разреза; 18–21 – места находок органических остатков: 18 – археоциаты (а), трилобиты (б); 19 – строматопороидеи (а), тентакулиты (б); 20 – мшанки (а), водоросли (б); 21 – флора (а), миоспоры (б).

 

Характеризуется обилием крупных олистолитов и небольших глыб (длиной от первых до 150 м, мощностью от 3 до 100 м), а также линз разнообломочных брекчий и конгло- брекчий, число которых увеличивается в верхней части разреза толщи. Фрагмент нижней части толщи, мощностью 58 м, детально описан нами в скальном выходе на водоразделе Ульзутуй‒Известковый (рис. 5а, см. рис. 4), где наблюдается следующая последовательность пород (снизу вверх) (см. рис. 5б): 1 – туфопесчаники зеленовато-серые, красновато-бурые, крупнозернистые, слоистые (0.3 м); 2 – чередование буровато-лиловых детритовых известняков с прослоями алевролитов и темно-бордовых туфоалевролитов, с редкими “плавающими” обломками белых известняков с археоциатами (2.4 м); 3 – алевритистые красновато-лиловые детритовые известняки с прослоями туфо- алевролитов (1.8 м); 4 – тонкое переслаивание темно-лиловых туфоалевролитов и зеленовато-серых среднезернистых туфопесчаников (0.8 м); 5 – алевритистые известняки, красновато-бурые, биотурбированные с характерными “петельчатыми” текстурами, с прослоями туфоалевролитов с обломками мраморизованных известняков (0.9 м) (см. рис. 5е); 6 – туфопесчаники, зеленые крупнозернистые с прослойками, обогащенными гравийными осветленными обломками вулканитов кислого состава (2.2 м); 7 – тонкое переслаивание темно-лиловых известковистых туфоалевролитов, туфоаргиллитов и зеленовато-серых мелкозернистых туфопесчаников (0.6 м) (см. рис. 5г); 8 – алевритистые известняки, красновато-лиловые, биотурбированные, с прослоями туфоалевролитов, включающих в себя окатанные обломки мраморизованных известняков с археоциатами (0.3 м) (см. рис. 5д); 9 – туффиты светло-зеленые тонкозернистые с прослоями светло-серых кремнистых туфов (0.7 м) (см. рис. 5в); 10 – темно-бордовые мелкозернистые туфоалевролиты (0.9 м); 11 – туфопесчаники зеленовато-серые среднезернистые (0.4 м); 12 – зеленовато-серые кристалло-кластические мелкообломочные туфы кислого состава (0.2 м). Элементы залегания – азимут падения 120‒150 ЮВ, ∠ 30–50^о.

 

Рис. 5. Характер обнажений и типы пород ульзутуйской толщи (водораздел рек Ульзутуй–Известковый).

а – общий вид водораздела рек Ульзутуй–Известковый; б–г – фрагмент обнажения ульзутуйской толщи (б) и его детали (в, г): в – туффиты нежно-зеленого цвета с прослоями кремнистых туфов (слой 9), сменяющиеся темно-лиловыми туфоалевролитами и серыми зеленовато-серыми среднезернистыми туфопесчаниками, г – переслаивание лиловых известковистых туфоалевролитов, туфоаргиллитов и зеленовато-серых туфопесчаников (слой 5); д – буровато-вишневые алевритистые органогенно-обломочные известняки с прослоями известковистых алевролитов, обломками белого известняка с археоциатами (слой 8); е – алевритистые известняки, красновато-бурые, с характерными “петельчатыми” текстурами, прослоями туфоалевролитов с обломками мраморизованных известняков; ж – туфоконглобрекчия.

 

Многочисленные крупные глыбы и олистолиты в основном представлены андезидацитами и риолитами, датированными ранним кембрием, биогермными и кристаллическими известняками, содержащими нижнекембрийские археоциаты, трилобиты и водоросли [Язмир, 1972; Гордиенко и др. 2010; Руженцев и др., 2010, 2012; Скрипников и др., 2021 и др.]. Олистолиты неравномерно распределены во вмещающих породах, имеют удлиненную, реже изометричную форму, извилистые очертания и, как правило, не соприкасаются, а по краям становятся заметно тоньше. Вокруг них (особенно вокруг известняковых олистолитов) присутствуют шлейфы из более мелких глыб. Часто вмещающие их отложения имеют следы оползания (смятие в гравитационные складки). В отдельных случаях известняки постепенно переходят в осадочную брекчию с матричным заполнителем из вмещающих пород. Верхние контакты олистолитов обычно нормально-осадочные. Некоторые небольшие округлой формы глыбы покрыты тонкой “рубашкой” пестроцветных туфоалевролитов. Для вмещающих олистолиты и глыбы пород характерны разномасштабные конседиментационные нарушения, а также обрывки слоев и прослои с нарушением напластования. Отмечаются “плавающие” угловатые и угловато-окатанные обломки (3–35 см) белых мраморизованных известняков, мелкозернистых песчаников, вишневых туфопесчаников и алевролитов, туфов андезитовых порфиритов. В прослоях детритовых пестроцветных известняков с примесью туфогенного материала присутствует зоогенный детрит – фрагменты археоциат, трилобитов, раковинной фауны. Линза (0.5 × 3.6 м) бордовых алевролитов содержит остатки сциадофитоноподобных наземных растений нового рода и вида Baikalophyton ruzhentsevii Naugolnykh et Minina sp. nov., распространение которого ограничивается ранним и средним девоном [Наугольных, Минина, 2014].

Крупные олистолиты часто ассоциируют с телами средне- и крупноглыбовых, чаще валунных, конглобрекчий и туфоконглобрекчий (см. рис. 5ж). Брекчии имеют хаотическое строение с неравномерным распределением включений среди матрикса, и лишь на отдельных участках наблюдается некоторая упорядоченность обломков и ориентировка их по слоистости. Среди обломочного материала преобладают обломки и глыбы (от первых см до 10 м) белых мраморизованных известняков и серых рифогенных известняков (до 60%), реже встречаются угловатые обломки известковистых и углистых алевролитов, туфопесчаников, туфоалевролитов, туффитов, туфов, кремнисто-гематитовых яшмовидных пород, колчеданной руды, а также окатанные обломки вулканитов (порфиритов, риодацитов). Цемент брекчий имеет хаотическое строение, представлен терригенными и туфотерригенными породами с примесью обломков вулканитов гравийной размерности, кварца, известняков, органического детрита.

Возраст ульзутуйской толщи определяется по комплексу органических остатков, включающему в себя конодонты Palmatolepis transitans Müll. (D₃), тентакулиты отряда Tentaculita (S–D), строматопороидеи Kyklopora sp. (D₃) и Amfipora sp. (S–D), водоросли синезеленые Rothpletzella devonica Masl., Ikella sp. и Nuia devonica Sh. (D), сифоновые и харовые (S–D) [Руженцев и др., 2012; Минина, 2014 и др.]. Детритовые известняки с примесью туфогенного материала содержат, кроме зоогенного детрита (обломки археоциат, трилобитов, хиолитов), тентакулиты (S–D), водоросли Rothpletzella devonica Masl. (D) и харовые (S–D). Часто встречаются фрагменты кубков археоциат, “обросших” девонскими Rothpletzella sp. (D). В алевритистых слоистых известняках верхней части разреза толщи установлены многочисленные мелкие трубчатые сифоновые водоросли Drinella sp. (нижний карбон). Толща охарактеризована миоспорами. Для палинокомплекса нижней части ее разреза характерно преобладание верхнедевонских спор, среди которых доминируют фаменские виды Grandispora famenensis (Naum.) Streel, Stenozonotriletes supragrandis Kedo, Cornispora varicornata Stapl. et Jans., а споры Lophotriletes mesogrumosus Kedo, Kedoesporis angulosus (Naum.) Obukh. типичны для верхнефаменского подъяруса. Значительно (до 20%) участие в комплексе видов Apiculatisporis ignotus (Kedo) Oshurk., Hymenozonotriletes flavus Kedo, Lophozonotriletes macrogrumosus Kedo, L. curvatus Naum., распространенных в фамене–турне, и видов Hymenozonotriletes explanatus (Lub.) Kedo, Verrucosisporites grumosus (Naum.) Sull., Auroraspora hyalina (Naum.) Streel, характерных для пограничных фаменско-турнейских отложений. В составе палиноспектров часто встречаются виды Dictyotriletes major Kedo и Spelaeotriletes microgranulatus Byv. var. minor Byv., характерные для малёвского горизонта нижней части турнейского яруса, а распространение спор Dictyotriletes parvus Kedo, Punctatisporites angularis (Kedo) Byv. и Retispora lepidophyta (Kedo) Playf. ограничивает возраст нижней части разреза толщи поздним фаменом – ранним турне (малёвский горизонт). В составе ПК верхней части разреза толщи доминируют турнейские виды Acanthotriletes mirabilis Naum., Retusotriletes septalis Jusch., Euryzonotriletes varius Kedo, Hymenozonotriletes asperitis Kedo, H. minimus Kedo, Lophozonotriletes bellus Kedo, Reticulatisporites trivialis (Kedo) Oshurk., R. tenellus (Byvsch.) Byvsch., Lophotriletes inurbatus Kedo, Stenozonotriletes laevis (Naum.) Jusch. var. rarus Jusch. Auroraspora granulata Jusch., Leiotriletes inermis (Waltz) Isch., Grandispora upensis (Kedo) Byvsch., Densosporites gibberosus (Kedo et Jush.) Byvsch., ограничивающие ее возраст турнейским веком раннего карбона. Таким образом, комплекс палиноморф позволяет определить стратиграфическую принадлежность ульзутуйской толщи к верхнефаменскому подъярусу верхнего девона – турнейскому ярусу нижнего карбона.

Ульзутуйская толща повсеместно содержит вкрапленность и маломощные линзы сульфидов. По нашим данным, толща распространена в пределах Озерного месторождения и вмещает богатые полиметаллические руды. К ульзутуйской толще мы относим часть изученного разреза озерной пачки нижнекембрийской олдындинской свиты, представленной переслаиванием оруденелых известковистых туфоалевролитов, туффитов и туфопесчаников с прослоями туфогравелитов, известняковых мелкообломочных карбонатных брекчий и горизонтами полимиктовых крупнообломочных туфоконглобрекчий хаотического строения с рудным цементом. Также здесь установлены крупные (до первых десятков метров) отторженцы рифогенных известняков с кембрийскими археоциатами и дацитов с возрастом 532 млн лет (U-Pb, SHRIMP-II). Следует заметить, что отторженцы не содержат рудных прослоев [Государственная…, 2016; Минина и др., 2023]. Общая мощность ульзутуйской толщи от 450 до 900 м.

Кыджимитская толща (C₁v) мощностью не менее 1 500 м, с нижележащей ульзутуйской толщей имеет постепенные переходы. Толща выделена впервые из состава химгильдинской и олдындинской свит по левобережью р. Кыджимит (руч. Хортяк-Александровский) и датировалась ордовиком [Кременецкий, 1982]. К ней были отнесены карбонатно-терригенно-эффузивные части разрезов этих свит. Позже из состава толщи в стратотипической местности была выделена карбонатно-терригенная озернинская толща (D_1–2); а к кыджимитской толще отнесены терригенно-вулканогенные породы, датированные поздним девоном – ранним карбоном [Минина, 2014].

На водоразделе Ульзутуй–Известковый кыджимитская толща включает вулканогенно-осадочные и вулканогенные породы, выделенные из состава олдындинской свиты (рис. 6, см. рис. 4) [Минина и др., 2016]. Сложена ритмоидным чередованием преимущественно серых, зеленовато-серых полимиктовых и вулканомиктовых песчаников, алевролитов, туфопесчаников, туфоалевролитов, туффитов, туфоаргиллитов, пепловых туфов, тонкозернистых кислых кристаллокластических туфов с прослоями и линзами пелитоморф- ных, органогенно-обломочных, биокластово-литокластических, биокластовых водорослевых известняков. Содержит субвулканические тела и прослои вулканитов разного состава. Лавовая и кластолавовая составляющая представлены умеренно- и высококалиевыми базальтами, андезитами, дацитами и риолитами. Здесь описан наиболее полный разрез толщи включающий (снизу вверх): 1 – биокластово-литокластические известняки полидетритовые светло-серые, буроватые слабоволнисто- и горизонтально-слоистые с редкими прослоями буровато-серых слоистых туфоалевролитов с остатками мшанок, среди биокластов – археоциаты, трилобиты, тентакулиты, брахиоподы, обрывки водорослей (средний размер обломков от первых миллиметров до первых сантиметров), среди литокластов – белые мраморизованные известняки, алевролиты (рис. 7ж) (250 м); 2 – известковистые тонкослоистые туфоалевролиты буровато-серые, серые (см. рис. 7д) (0.5 м); 3 – органогенно-обломочные известняки розовато-серые, с остатками археоциат, брахиопод, кораллов, криноидей, мшанок, водорослей, включают прослои (первые сантиметры) туфоалевролитов и аргиллитов с многочисленными обломками кварца (40 м); 4 – биокластовые светло-серые известняки, тонковолнисто-слоистые (водоросли) с прослоями (первые десятки сантиметров) буровато-серых известковистых туфоалевролитов, тонкослоистых кремнистых туффитов (см. рис. 7г) (180 м); 5 – переслаивание (первые десятки сантиметров) зеленовато-серых, известковистых грубозернистых туфопесчаников, туфоалевролитов, туффитов (см. рис. 7б) с прослоями (до 0.5–1.2 м) серых линзовидно-слоистых, волнисто-слоистых известняков (водоросли) (280 м); 6 – туфы андезитового состава, голубовато-серые, серо-зеленые псаммитовые, с литокластами (известняки, аргиллиты, туффиты) и кристаллокластами (плагиоклаз, кварц) (см. рис. 7в) (40 м); 7 – тонкое переслаивание зеленовато-серых известковистых туфопесчаников и туфоалевролитов, кремнистых и углистых аргиллитов (см. рис. 7з) с прослоем (до 1.5 м) горизонтально-волнисто-слоистых биокластовых водорослевых известняков (водоросли) (15 м); 8 – туфы дацитового состава, псаммитовые, светло-зеленые, кристаллолитокластические, прослои буровато-серых туфоалевролитов, обломками туффитов, известняков (см. рис. 7е), кремнистых тонкослоистых туффитов и углистых туфоаргиллитов (140 м); 9 – переслаивание известковистых зеленовато-серых туфопесчаников, туфоалевролитов, буровато-серых, темно-серых кремнисто-углистых туфоаргиллитов (180 м) (см. рис. 7а); 10 – витрокластические, литовитрокластические туфы светло-зеленые, голубовато-серые с тонкими прослоями известковистых и кремнистых туффитов (200 м); 11 – порфировые дациты зеленовато-серые, серые (40 м). Общая мощность разреза толщи 1 365.5 м. Элементы залегания – азимут падения 280 СЗ, ∠ 30–60^о.

 

Рис. 6. Геологический разрез кыджимитской толщи (водораздел рек Ульзутуй–Известковый)

1 – кыджимитская толща (C₁vkd); 2 – озернинская толща (D_2–3oz); 3 – олдындинская свита (Є₁–О₂ ol); 4 – конгломераты; 5 – туффоаргиллиты, глинисто-кремнистые аргиллиты; 6 – полимиктовые песчаники с линзами гравелитов, карбонатных песчаников; 7 – алевролиты известковистые; 8 – известковистые песчаники; 9 – органогенно-обломочные, детритовые известняки; 10 – туффиты пепловые, кислого состава; 11 – андезиты; 12 – тектонические нарушения; 13 – элементы залегания; 14 – линия разреза; 15–19 – места находок органических остатков: 15 –археоциаты (а), трилобиты (б); 16 – брахиоподы (а), криноидеи (б); 17 – мшанки (а), водоросли (б); 18 – тентакулиты (а), конодонты (б); 19 – миоспоры.

 

Рис. 7. Характер обнажений и типы пород кыджимитской толщи (водораздел рек Ульзутуй–Известковый)

а – общий вид обнажения (слой 9); б – переслаивание зеленовато-серых, известковистых грубозернистых туфопесчаников, туфоалевролитов, туффитов (слой 5); в – туфы андезитового состава, голубовато-серые, псаммитовые, с литокластами туффитов (слой 6); г – биокластовые светло-серые известняки, тонковолнисто-слоистые с прослоями туфоалевролитов, кремнистых туффитов (слой 4); д – известковистые буровато-серые туфоалевролиты, тонковолнисто-слоистые (слой 2); е – туфы псаммитовые с прослоем буровато-серых туфоалевролитов, обломками туффитов, известняков; ж – органогенно-обломочные известняки серые, с остатками археоциат, брахиопод, кораллов, криноидей, мшанок, водорослей, литокластами белых мраморизованных известняков и алевролитов и обломками светло-серых известняков; з – тонкое переслаивание зеленовато-серых известковистых туфоалевролитов, кремнистых и углистых аргиллитов.

 

Возраст кыджимитской толщи определен по многочисленным остаткам водорослей, мшанок и миоспор. В серых микритовых известняках установлены мелкие трубчатые сифонеи Berezella sp. и Drinella sp. (С₁). В туфоалевролитах определены мельчайшие фрагменты мшанок Fistulipora sp. (O–P); по данным Р. В. Горюновой, занимающих господствующее положение в среднем девоне – раннем карбоне, но наиболее характерных для нижнекаменноугольных отложений [Минина, 2014]. Палинофлористический комплекс выделен из туфотерригенных пород. Фон палинокомплекса (ПК) составляют миоспоры, распространение которых ограничивается девоном – ранним карбоном и турнейским веком раннего карбона. Но доминируют в составе ПК визейские виды спор – Tetraporina contrugosa Tet., T. horologia (Stap.) Playf., Hymenozonotriletes lepidus (Waltz) Isch., H. composites Jusch., H. auranticus Naum., Hemispaeridium novum (Byv.) Byv., Zonaletes bulbiferus (Mal) Lub., Lycospora pusilla (Ibr.) Som., Densosporites incisus Naum., Byvsh. et Dan., Spenerrisporites foveolatus (Byv.) Byv. Споры Entylissa dividua Isch., Brachytrilistrium minutus Ischenko, B. gyratum Isch., Endosporites praevalens (Lub.) Lub., Perisaccus gigantes Tet., Converrucosisporites verrucosus (Kedo) Oshurk. появляются впервые с визейского века, а вид Simozonotriletes conduplicatus (Andr.) Isch. распространен в турнейско-визейских отложениях. Палинологические данные позволяют ограничить время накопления толщи визейским веком раннего карбона. В прослоях биокластовых и детритовых известняков собраны брахиоподы Theodossia cf. anossofi (Vern.) (D₃) (рис. 8а, в), Leiorhynchus sp. (D) (рис. 8г) и брахиоподы плохой сохранности (рис. 8б), кораллы, криноидеи (Pz₂) (рис. 8е, 8ж), синезеленые водоросли Rotpletsella sp. (S–D) [Руженцев и др., 2010, 2012; Минина и др., 2016]. Мы полагаем, что девонская фауна, установленная в карбонатных обломочных породах, переотложена и свидетельствует о девонском возрасте лежащих ниже отложений.

 

Рис. 8. Ископаемые фаунистические остатки из кыджимитской толщи

а, б, г – брахиоподы: из биоморфных известняков: а, б – Theodossia cf. anossofi (Vern.), г – Leiorhynchus sp.; в, д, е – фауна из органогенно-обломочных известняков: в, е – кораллы, д –брахиопода.

 

Кыджимитская толща несогласно перекрыта вулканитами пермской тамирской свиты. По нашим данным, среднее по запасам, непромышленное месторождение Ульзутуйское (верхнее течение р. Известковый), считающееся аналогом Озерного месторождения, связано с породами кыджимитской толщи (см. рис. 3).

Региональный метаморфизм всех пород еравнинской серии незначительный, вторичные преобразования достигают серицит-хлоритовой субфации зеленосланцевой фации. Близ тектонических нарушений наблюдаются зоны дробления и милонитизации, в пределах месторождений – гидротермально-метасоматические, приконтактовые и динамометаморфические изменения пород.

ПЕТРОГРАФИЧЕСКИЕ И ПЕТРО-ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ВУЛКАНОГЕННО-ОСАДОЧНЫХ И ВУЛКАНИЧЕСКИХ ПОРОД ЕРАВНИНСКОЙ СЕРИИ

Вулканогенно-осадочные породы еравнинской серии представлены туфопесчаниками, туфоалевролитами, туфоаргиллитами, туффитами, разными известняками, туфоконглобрекчиями. Для них характерны ритмичная, горизонтально-волнистая, линзовидная, прерывисто-горизон-тальная, градационная слоистость, обусловленная чередованием слоев (от первых мм до десятков см), примесь кристаллокластов полевых шпатов, литокластов различных вулканитов, известняков, туффитов, яшмовидных пород, фрагментов органогенного детрита. Туфопесчаники и туфоалевролиты схожи между собой по составу и внешнему облику. Это зеленовато-серые полимиктовые породы, псефито-псаммитовой структуры, текстуры. В составе кластики преобладают литокласты эффузивов и туфов кислого состава, туффиты, тонкозернистые туфоалевролиты и известняки. Встречены обломки стекла, кварца, колчеданной руды и кремнисто-гематитовых яшмовидных пород. Цемент песчаников кальцит-хлорит-слюдистый, карбонат-хлоритовый. Туфоаргиллиты тонкозернистые, алевро-псаммитовой структуры, сланцеватой текстуры, алевритистые, пестроцветные (бордовые, красноватые, лиловые, зеленые, серо-зеленые). Состоят из многочисленных обломков туфогенного материала, смешанного с частичками глины и анкерита. Вулканогенная примесь представлена хлоритизированными, серицитизированными эффузивами, стеклом, кварцем, полевым шпатом, плагиоклазом. Для верхней части разреза ульзутуйской толщи характерны пестроцветные хаотической текстуры туфокоглобрекчии, имеющие смешанный состав обломочного материала. Матрикс их терригенно-туфогенный, слабокарбонатный. Обломки (от первых до первых десятков сантиметров) представлены полуокатанными и окатанными эпидотизированными кислыми вулканитами, темными порфировыми андезитовыми, белыми и розовыми мраморизованными известняками, обломками пестроцветных терригенных и туфотерригенных пород, песчанистых известняков.

С туфотерригенными породами ассоциируют известняки: органогенно-обломочные, водорослевые биокластовые, биокластово-литокластические, пестроцветные микритовые. Органогенно-обломочные известняки с брахиоподами, криноидеями, кораллами, массивной или тонкослойчатой текстуры, с миллиметровыми слойками, формирующими параллельные, волнистые, мелкомасштабные слоистые текстуры, характеризуются повышенным содержанием терригенной примеси и кремнезема (до 17 мас. %). В них присутствуют тонкие прослойки серицит-кварц-полевошпатового состава (по алевритовому терригенному или пирокластическому материалу), сфен, апатит, пирит, магнетит, кварц, гипс, сидерит. Известняки водорослевые биокластовые состоят из остатков мелких трубчатых сифоновых водорослей, промежутки между которыми выполнены алевритовыми частицами кварца, полевых шпатов, кальцитом. Известняки слабодоломитистые, слабокремнистые, с тонкими прослойками серицит-кварц-полевошпатового состава. Биокластово-литокластические известняки – мелкозернистые, пестроцветные, с несортированным, часто “битым” детритом морских беспозвоночных и водорослей, литокластами известняков и алевролитов, с прослоями битуминозно-глинистого материала. Среди биокластов присутствуют фрагменты археоциат (иногда замещенные пиритом), трилобитов, брахиопод, криноидей и водорослей. Часто в промежутках между обломками органики в цементе присутствуют алевритовые частицы кварца, полевых шпатов, зерна кальцита. Иногда отмечаются литокласты известняков с археоциатами. Обычно известняки в той или иной степени перекристаллизованы и первичные структуры сохраняются только в виде реликтов. Микритовые известняки – “петельчатые”, биотурбированные, серые, розовато-серые, микрозернистые, с органогенным детритом; содержат глинистую, алеврито-глинистую примесь, пестрые окраски обусловлены присутствием тонкодисперсного гематита. Текстуры пород массивные, микрослоисто-волнистые или пятнистые, обусловленные неравномерным распределением глинистого материала. Содержат стилолитовые швы, заполненные вишнево-бурым глинистым веществом. Биокласты представлены детритом археоциат, брахиопод, трилобитов, водорослей. Присутствует примесь полуокатанных зерен кварца, гипса, сидерита.

Осадочно-пирокластические породы еравнинской серии представлены пестроцветными алевритовыми и пелитовыми туффитами, известковистыми, мелко-, среднезернистыми, беспорядочной и реже ориентированной текстуры. Обломки представлены кристаллокластами плагиоклаза, хорошо окатанными и угловато-окатанными обломками лав и туфов риолит-дацитового состава, органики (трилобиты, археоциаты) и углисто-кремнистых пород. Цемент тонкий, сложен кремнеземом, кальцитом, доломитом, редко – полевым шпатом и тонкодисперсными черными гидроокислами железа (по пеплу).

Крупные олистолиты, глыбы и обломки в составе ульзутуйской толщи сложены известняками с раннепалеозойскими органическими остатками. Биогермные известняки – светлые, светло-серые и темно-серые; последние содержат примесь углистого вещества. Текстура пород биогермная, основную массу слагают археоциаты и реже – сине-зеленые водоросли, цементом является кальцит. Известняки часто имеют брекчеевидный облик, содержат инкрустации, примазки и гнезда слюдисто-кремнисто-глинистого материала и неравномерно перекристаллизованы. Водорослевые известняки – серые, розовато-серые, слагают краевые части органогенных построек; имеют слоистые, строматолитоподобные водорослевые, сферово-узорчатые текстуры. Все известняки отличаются небольшим содержанием терригенной примеси. Некоторые олистолиты биогермных известняков представляют собой тафостромы, сложенные нагромождением фрагментов и целых кубков археоциат (до 15 см) [Минина, 2014; Скрипников и др., 2021].

Вулканогенные образования еравнинской серии представлены эффузивными и пирокластическими фациями. Среди эффузивных фаций выделяются базальты, андезибазальты, дациты, риолиты, риодациты, слагающие лавовые покровы среди туфотерригенных пород. Базальты – темно-серые, зеленовато-серые породы, слабоизмененные, микропорфировой структуры, массивной текстуры. Вкрапленники (до 1 мм) представлены плагиоклазом. Структура основной массы андезитовая. По вкрапленникам и основной массе интенсивно развиты вторичные минералы: серицит, хлорит, альбит и карбонат. Андезибазальты – темно-серые, черные афировые и порфировые породы с интерсертальной структурой основной массы. Во вкрапленниках плагиоклаз (лабрадор), замещенный кальцитом, серицитом и альбитом. Основная масса сложена лейстами плагиоклаза и хлоритизированным вулканическим стеклом. Акцессорные минералы представлены рудным минералом и апатитом. Дациты – серые, зеленоватые, порфировой структуры, ориентированной текстуры. Структура основной массы фельзитовая и пойкилитовая, во вкрапленниках плагиоклаз и калиевый полевой шпат; из акцессорных присутствуют апатит и рудный. Вкрапленники замещены хлоритом и серицитом, темноцветные минералы – кальцитом, хлоритом, кварцем, эпидотом. Риолиты и риодациты – серые, зеленовато-серые афировые и порфировые породы массивной или сланцеватой текстуры. Вкрапленники представлены плагиоклазом, реже кварцем. Плагиоклаз интенсивно замещен серицитом, альбитом, карбонатом. Основная масса микрофельзитовая, кварц-полевошпатовая, замещена серицитом, хлоритом и эпидотом. Акцессорные минералы – рудные (пирит, магнетит), апатит, сфен, циркон.

Пирокластические фации включают пестроцветные смешанные (риолит-дацит-андезитовые) туфы и туфы андезитового, андезидацитового, дацитового составов. Смешанные (риолит-дацит-андезитовые) туфы подразделяют на агломератовые и лапиллиевые, псаммитовые и тонкообломочные литокристаллокластические, гравийные кристаллолитокластические. Пестроцветные агломератовые и лапиллевые туфы – кристаллолитокластические, плохой и средней сортировки, с хаотичным распределением обломков (от первых милиметров до 40 см), псефито-псаммитовой, псефитовой, агломератовой, лапиллевой, кристаллокластической структуры. Обломки, слагающие до 80% породы, угловатые, представлены литокластами андезибазальтов и риодацитов порфировой структуры, известняков, вулканогенно-осадочных пород, хлоритизированным стеклом; кристаллокласты составляют до 10–15% и представлены плагиоклазом, кварцем, калишпатом, амфиболом. Цемент туфов базальный, соприкосновения, кальцит-хлорит-серицит-кварц-полевошпатовый, с постоянным присутствием микрофельзитовых агрегатов. Туфы литокристаллокластические, градационно-слоистые (по размеру обломков варьируют от алевритовых и псаммитовых до мелкопсефитовых), серые, зеленовато-серые, массивные, однородные. Алевритовые туфы хорошо сортированы, псаммитовые и мелкопсефитовые – плохо сортированы. Состав обломочного материала разнообразен: преобладают кристаллокласты (до 70%) андезина, олигоклаза, реже встречаются альбит, кварц, калишпат, амфибол; литокласты (13%) представлены плагиопорфировыми риолитами, редко – обломками вулканогенно-осадочных пород, хлоритизированного стекла. Для литокластов характерны следы окатанности. Цемент туфов базальный, преобладают микрофельзитовые агрегаты, в которых повсеместно присутствуют пепловые частицы и хлорит. Туфы часто имеют линзовидные, горизонтально-слоистые, прерывисто-слоистые текстуры, обусловленные присутствием линз гравийного пирокластического или ксеногенного материала, прослоев туфопесчаников, колчеданной руды. Туфы кристаллокластические – псаммитовые, алевро-псаммитовые, голубовато-серые, зеленовато-серые, текстура массивная, прерывисто-горизонтальная, линзовидная, структура псефито-псаммитовая или алевро-псаммитовая, кристаллокластическая с реликтовым пепловым материалом. Туфы отличаются хорошей сортировкой обломочного материала. Кластика представлена обломками кристаллов плагиоклаза (85%) и пород (5%) (андезиты, туфы, известняки, пирокластика, стекло, колчеданные руды). Цемент туфов порово-пленочный, соприкосновения, серицит-кварц-полевошпатовый с агрегатами шестоватых зерен кварца, мусковита, карбоната. Туфы витрокластические – андезитовые, голубовато-серые, с реликтовой пепловой структурой, псевдофлюидальной текстурой. Сложены криптозернистым серицит-хлорит-полевошпатовым агрегатом (95%) с кальцитом (3%), содержащими тонкую нераскристаллизованную туфовую пыль. Обломки кристаллов и пород редки (3%) и часто округлые, представлены метаэффузивами, кварцем, полевыми шпатами и неопределимыми обломками, а также сульфидами.

Химический состав вулканогенных пород еравнинской серии представлен в табл. 1. Основной объем вулканитов кыджимитской толщи составляют базальты и дациты (рис. 9а, 9б), которые относятся к умеренно-калиевым и высоко-калиевым породам (см. рис. 9в). Для них характерна низкая магнезиальность, высокая глиноземистость (al’ = 1.18–2.68) и выдержанный калиево-натриевый состав (Na₂O/K₂O = 1.18–2.48) (см. табл. 1). Содержание TiO₂ в базальтах варьирует от 0.85 до 1.12 мас. %, а в кислых разностях – от 0.95 до 0.42 мас. %, что позволяет нам отнести их к низкотитанистым породам. На диаграмме SiO₂–FeO^*/MgO (см. рис. 9г) базальты лежат в поле толеитов, а дациты и риодацит – в поле известково-щелочных пород. Суммарная концентрация REE (∑REE + Y) составляет 114.58–135.27 г/т в базальтах и 152.71–235.76 г/т в дацитах и риодацитах. В вулканитах кыджимитской толщи отмечается обогащение легкими лантаноидами относительно тяжелых ((La/Yb)_N = 4.85–7.12) (см. рис. 9е). Нормированные к составу примитивной мантии спектры распределения элементов – примесей для базальтов и риодацитов (см. рис. 9д) в целом имеют близкие распределения за исключением Sr. Для базальтов и риодацитов отмечается обогащение крупноионными литофильными элементами (Rb, К, Ba) относительно высокозарядных и редкоземельных элементов; в них хорошо проявлены отрицательные аномалии по Nb и Ti, что характерно для надсубдукционных обстановок формирования. Базальты еравнинской серии на диаграммах Nb/Y– Zr/Y [Condie, 2005] (см. рис. 9ж) и Ce/Nb–Th/Nb [Sanders et al., 1988] (см. рис. 9з) попадают в поля распространения базальтов островных дуг. Вулканиты кыджимитской толщи принадлежат к рифейской изотопной провинции [Коваленко и др., 1999]. Для базальтов TNd(DM) = 1 364 млн лет, εNd(385) = –2.14 и для дацитов TNd(DM) = 1 267 млн лет, εNd(385) = –1.84,¹⁴⁷Sm/¹⁴⁴Nd = 0.1236 и 0.1163 соответственно (неопубликованные данные Г. Е. Некрасова). Отрицательное значение εNd указывают на источник магм, значительную роль в составе которого играл долгоживущий коровый материал.

 

Таблица 1. Химический состав представительных образцов разностей вулканитов кыджимитской толщи

Компонент	Р-342/2	6/н-2011	Р-344/1	Р-344/2	2171/4		Компонент	Р-342/2	6/н-2011	Р-344/1	Р-344/2	2171/4
	1	2	3	4	5			1	2	3	4	5
SiO2	49.80	52.20	66.10	67.79	70.00		La	21.3	17.6	23.5	26.8	41.6
TiO2	1.12	0.85	0.88	0.95	0.42		Ce	43.3	33.8	51	57.7	85.9
Al2O3	14.80	15.80	13.20	13.66	13.80		Pr	5.5	3.98	5.98	6.77	9.22
Fe2O3	4.62	3.35	3.07	7.48	1.06		Nd	23.2	16.6	23.7	26.3	33.6
FeO	4.60	6.80	4.08	–	2.56		Sm	4.77	3.65	4.81	5.16	6.68
MnO	0.15	0.34	0.06	0.04	0.07		Eu	1.32	1.15	0.888	0.837	1.41
MgO	3.34	5.77	2.22	2.27	1.53		Gd	4.41	3.72	4.51	4.76	6.04
CaO	7.36	2.88	1.42	0.61	2.64		Tb	0.672	0.64	0.717	0.771	0.968
Na2O	4.53	4.42	4.06	3.50	4.50		Dy	4.1	4.15	4.55	4.92	6.08
K2O	1.83	1.13	1.78	2.96	1.93		Ho	0.825	0.903	1.04	1.13	1.31
P2O5	0.25	0.14	0.23	0.14	0.08		Er	2.32	2.59	3.06	3.31	3.83
П.п.п.	8.09	6.69	2.85	–	1.76		Tm	0.328	0.377	0.495	0.517	0.592
Сумма	100.49	100.37	99.95	100.00	100.35		Yb	2.12	2.45	3.26	3.43	3.95
Na2O/K2O	2.47	3.9	2.28	1.18	2.33		Lu	0.314	0.378	0.498	0.524	0.601
al'	1.17	0.99	1.408	1.401	2.67		Hf	3.59	3.17	7.49	7.99	7.06
Rb	47.5	26.8	36.9	62.2	91.9		Ta	0.326	0.316	0.739	0.769	1.21
Sr	590	60.4	75.8	44.4	617		Th	3.15	3.47	8.30	8.36	12.1
Y	20.8	22.6	24.7	26.76	33.98		U	0.641	0.716	1.82	1.87	4.60
Zr	141	124	281	272	275		(La/Yb)N	6.79	4.85	4.87	5.28	7.12
Nb	5.32	5.31	11.1	11.9	14.5		∑REE + Y	135.27	114.58	152.71	169.68	235.76
Ba	948	232	225	321	482

Примечание. al’ = Al₂O₃ / (Fe₂O₃ + FeO + MgO); N – значения нормализованы по составу хондрита [Taylor, McLennan, 1985]; оксиды даны в мас. %, элементы-примеси – в г/т, прочерк – не определялось.

 

Рис. 9. Классификационные диаграммы вулканитов кыджимитской толщи

а ‒ Na₂O + K₂O – SiO₂ [Le Maitre et al., 1989], модифицированная [Петрографический…, 2009]; б – Nb/Y–Zr/TiO₂ [Winchester, Floyd, 1977]; в ‒ K₂O–SiO₂ [Taylor, McLennan, 1985]; г – SiO₂–FeO^*/MgO [Myashiro, 1974]; д – графики распределения содержаний микроэлементов, нормированных к примитивной мантии [Taylor, McLennan, 1985]; е – спектры распределения нормированных к хондриту [Taylor, McLennan, 1985] содержаний редкоземельных элементов, в породах кыджимитской толщи; ж – Zr/Y–Nb/Y [Condie et al., 2005]; з ‒ Th/Nb–Ce/Nb [Sanders et al., 1988].

1 – базальты, 2 – дациты, 3 – риодацит.

Сокращения: ARC – островодужные базальты; NMORB – нормальные базальты океанического хребта; OIB – базальты океанических островов; PM – примитивная мантия; DM – неглубокая обедненная мантия; DEP – глубоко истощенная мантия; EN – обогащенный компонент; REC – переработанный компонент; DMM – деплетированная MORB-мантия; RSC – остаточный компонент слэба; SDC – субдукционный компонент.

Линиями показаны траектории смешения между компонентами. Точки состава верхней континентальной коры, среднего состава всей коры и поля базальтов островных дуг по работе [Dampare et al., 2008].

 

ФАЦИИ И ОБСТАНОВКИ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ ЕРАВНИНСКОЙ СЕРИИ

Анализ имеющихся данных позволил авторам предложить реконструкцию обстановок седиментации еравнинской серии. Особенности пород нижней части разреза серии (нижняя часть ульзутуйской толщи), охарактеризованных остатков ветвистых строматопороидей, водорослей, тентакулит и высших растений, свидетельствуют об их накоплении в достаточно мелководной части морского бассейна. Осадки формировались при смешивании в водной среде пирокластического материала с известковистым, кремнистым, биогенным (углистое вещество, органогенный детрит) и продуктами поствулканических эксгаляций. С верхней частью ульзутуйской толщи связаны микстит-олистостромовые образования, представленные пестроцветными, средне- и крупноглыбовыми конглобрекчиями хаотического строения. Эти образования контролировались обвально-оползневыми процессами (оползневые микститы), которые могли осуществляться только при наличии морфологически выраженного уступа (перегиб склона) [Геологическое…, 1992]. Поступление грубообломочного материла и глыб с возвышенных участков проходило в более глубоководные части бассейна и связано с началом перемещения оползня в слабо литифицированном осадке, когда в процессе оползания захватывались верхние, не полностью консолидированные, и нижние глубокие, уже литифицированные горизонты. Толчком к образованию оползней могли служить крупные чужеродные блоки, попадавшие в бассейн. Эти образования отражают процессы интенсивного разрушения фронта аллохтонной массы, продвигающейся в сторону осадочного бассейна и связаны с активизацией тектонических движений, начавшихся в конце позднего девона. Они представляют собой, вероятнее всего, тектоно-гравитационный микститовый комплекс [Геологическое…, 1992]. Крупные пластины, отторженцы борта бассейна, сползавшие по склону, образуются при продвижении тектонических покровов, в их фронтальных частях. Накопление ульзутуйских микститов мы связываем со становлением раннегерцинской, а не каледонской, как предполагалось ранее, покровно-складчатой структуры района [Руженцев и др., 2012].

Ведущими литологическими типами пород еравнинской серии являются тефротурбидиты с характерными подводно-оползневыми текстурами, обрывками слоев туфоалевролитов, включающие прослои и линзы органогенно-обломочных, водорослевых биокластовых, биокластово-литокластических, пестроцветных микритовых известняков, обычно с туфогенной примесью и многочисленным зоогенным детритом. Тефротурбидиты накапливались в относительно глубоководной части палеобассейна и формировались, вероятнее всего, на краю уступа на шельфе и склоне палеобассейна в условиях активной гидродинамики. Быстрое погружение дна бассейна обеспечивало быстрое захоронение осадков. Отложения обогащены органическим веществом, не успевшим разложиться на поверхности дна и оказывающим восстановительное действие на железосодержащие вулкано-терригенные осадки с образованием сульфидов железа. С потоками обломочного материала переносились органические остатки, “экзотические” обломки, глыбы и валуны, содержащие разновозрастную фауну. Линзы и прослои биокластовых, органогенно-обломочных известняков, известковистых алевролитов с разновозрастными комплексами фауны и флоры мы связываем с перемывом отложений соответствующего возраста и интерпретируем эти образования как результат действия гравитационных потоков на склоне осадочного палеобассейна [Хворова, 1987; Литогеодинамика…, 1997]. Накопление тефротурбидитов проходило при активизации эксплозивной и эффузивной деятельности. В водной среде формировались лавовые, кластолавовые и пирокластические образования, связанные с подводными излияниями и эксплозиями, на что указывает их тесная связь с морскими осадочными и биогенными образованиями. Пирокластические разности включают смешанные (риолит-дацит-андезитовые) туфы и туфы андезитового, андезидацитового, дацитового составов. Они близки к туфовым фациям удаленной и промежуточной зон подводного вулканизма. Редко встречающиеся спекшиеся туфы игнимбритовой фации, отлагались, видимо, в пределах небольших островов [Васильев, 1977]. Среди эффузивных пород преобладают дациты и риолиты, слагающие лавовые покровы среди туфотерригенных пород верхней части разреза кыджимитской толщи. Эффузивы относятся к фациям лав и туфолав потоков подводной части склона вулканического конуса. Андезибазальты и базальты мы относим к лавовым фациям потоков склона вулканического конуса.

Таким образом, особенности строения и состава еравнинской серии свидетельствуют о формировании отложений в открытом углубляющемся морском бассейне, примыкающем к зоне вулканизма. Вулканиты еравнинской серии, характеризующиеся преобладанием кислых разностей, принадлежностью базальтов к толеитовой, а дацитов и риодацитов – к известково-щелочной серии, присутствием высококалиевых разностей пород, принадлежностью их к K-Na типу щелочности, очень низкими значения MgO, низкими и умеренными содержаниями TiO₂, высокими Al₂O₃ и K₂O, обогащениеем вулканогенных пород крупноионными литофильными элементами относительно высокозарядных элементов, минимумом по Nb и отрицательные значения εNd. Пространственная ассоциация их с монцонитами (имеют надсубдукционные метки по данным из работы [Руженцев и др., 2012]) и тефротурбидитами, а также металлогеническая специализация (Cu и Zn) пород, позволяют предполагать, что они формировались в надсубдукционной обстановке активной континентальной окраины на границе Сибирского континента и Монголо-Охотского океана.

Заканчивая характеристику еравнинской серии, следует сказать, что приведенные данные согласуются с концепцией геодинамической эволюции Западного Забайкалья, предложенной С. В. Руженцевым с соавторами [Руженцев и др., 2010, 2012]. По этой концепции в позднем силуре (?) – начале среднего карбона в северо-восточной части (в современных координатах) Западного Забайкалья существовал единый палеобассейн, на начальных этапах эволюции формировавшийся в геодинамической обстановке пассивной континентальной окраины на границе Сибирского континента и Монголо-Охотского океана, в позднем девоне сменившейся обстановкой активной континентальной окраины. В Удино-Витимской зоне в раннем и среднем девоне в условиях мелководного открытого шельфового бассейна формировались карбонатно-терригенные мелководные шельфовые отложения (озернинская толща, исташинская свита). Начиная с позднего девона обстановка изменилась, на склонах углубляющегося палеобассейна накапливались вулканогенно-терригенные образования со значительным объемом вулканитов, представленные комплексом фаций перегиба шельфа и склоновыми с микститами, фациями подводных конусов выноса дистальной зоны вулканизма. В это время здесь формировалась Кыджимитская вулканическая дуга, состав и строение разреза которой свидетельствуют о ее надсубдукционной природе [Руженцев и др., 2012; Минина и др., 2016]. Начало образования зоны связано с дроблением каледонского фундамента, о чем свидетельствуют базальтоиды, установленные среди отложений еравнинской серии и имеющие надсубдукционные метки. Дальнейшая эволюция Кыджимитской дуги обусловлена накоплением тефротурбидитов вблизи вулканической дуги, которые образовывали подводные конусы выноса у основания крутых склонов углубляющегося бассейна.

ВЫВОДЫ

Комплексное изучение осадочных и вулкано-генно-осадочных пород рудовмещающей еравнинской серии, включая детальное картирование опорных участков, изучение особенностей строения разрезов, состава пород, палинологические исследования, позволили уточнить возраст и состав стратона и внести коррективы в схему стратиграфии Еравнинской подзоны.

Еравнинская серия, мощностью не менее 2 400 м, включает ульзутуйскую и кыджимитскую толщи. Стратиграфическая принадлежность ульзутуйской толщи определяется верхнефаменским подъярусом верхнего девона – турнейским ярусом нижнего карбона, кыджимитской толщи – визейским ярусом нижнего карбона.

Еравнинская серия сложена тефротурбидитами со значительным объемом лав и туфов кислого и среднего составов, с которыми пространственно, генетически и по времени образования связаны микстит-олистостромовые образования тектоно-гравитационного генезиса. Накопление микститов отражает процессы интенсивного разрушения фронта аллохтонной массы и связывается с активизацией тектонических движений, начавшейся в конце позднего девона и закончившейся на границе раннего и среднего карбона.

Особенности строения и состава еравнинской серии свидетельствуют о формировании отложений в открытом углубляющемся морском бассейне, примыкающем к зоне вулканизма. Вулканиты еравнинской серии и прорывающие их монцониты, имеющие надсубдукционные характеристики, ассоциация вулканитов с тефротурбидитами, а также металлогеническая специализация (Cu и Zn) пород, свидетельствуют о формировании их в надсубдукционной обстановке активной континентальной окраины на границе Сибирского континента и Монголо-Охотского океана.

Еравнинская серия на водоразделе Ульзутуй–Известковый вмещает колчеданно-полиметаллические руды Ульзутуйского месторождения, считающегося аналогом Озерного месторождения. Рудная минерализация, вероятно, была связана с процессами осадконакопления и вулканической деятельностью в девоне – раннем карбоне. Подтверждением этому также может служить отсутствие рудной минерализации в нижнекембрийских эффузивах и биогермных известняках [Минина и др., 2023]. Мы полагаем, что и рудовмещающие толщи Озерного месторождения, включаемые в состав нижнекембрийской олдындинской свиты, по составу и возрасту близки образованиям еравнинской серии.

БЛАГОДАРНОСТИ

Авторы выражают благодарность палинологу Л. Н. Неберикутиной за палинологическое изучение проб, петрографу А. В. Патрахиной за петрографическое описание пород. Авторы также признательны В. В. Минину за оформление иллюстраций к статье.

КОНФЛИКТ ИНТЕРЕСОВ

Авторы данной работы заявляют, что у них нет конфликта интересов.

ИСТОЧНИКИ ФИНАНСИРОВАНИЯ

Работа выполнена при поддержке гранта Российского научного фонда № 22-27-20141.

Об авторах

О. Р. Минина

Геологический институт им. Н. Л. Добрецова СО РАН

Автор, ответственный за переписку.
Email: minina@ginst.ru
Россия, 670047, Республика Бурятия, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а

В. С. Ланцева

Геологический институт им. Н. Л. Добрецова СО РАН

Email: minina@ginst.ru
Россия, 670047, Республика Бурятия, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а

И. Д. Соболев

Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ) РАН

Email: minina@ginst.ru
Россия, 119017, Москва, Старомонетный пер., 35

И. В. Викентьев

Геологический институт им. Н. Л. Добрецова СО РАН; Институт геологии рудных месторождений, петрографии, минералогии и геохимии (ИГЕМ) РАН

Email: minina@ginst.ru
Россия, 670047, Республика Бурятия, г. Улан-Удэ, ул. Сахьяновой, 6а; 119017, Москва, Старомонетный пер., 35

Список литературы

Дополнительные файлы