|
|
курсовая Анабарский массив. Курсовая Анабарский массив 8 сем. Геология и полезные ископаемые Анабарского массива (Сибирская платформа)
Министерство науки и высшего образования Российской Федерации
НАЦИОНАЛЬНЫЙ ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ
ТОМСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ (НИ ТГУ)
Геолого-географический факультет
КОНТРОЛЬНАЯ РАБОТА
по дисциплине «Региональная геология»
на тему: «Геология и полезные ископаемые Анабарского массива
(Сибирская платформа)»
Выполнил:
студент группы ОЗО № 02780
_________А.Ч. Сюрюнмаа
Проверил(а):
канд. геол.-минерал. наук, доцент
________О. М. Гринев
Томск 2021
Оглавление
Введение 3
1.Структурно-тектоническое районирование 5
2.Статиграфия 10
3.Магматизм 14
4.Тектоника 18
5.История геологического развития 23
6.Полезные ископаемые 28
Заключение 31
Список литературы 34
ПРИЛОЖЕНИЕ 1 37
ПРИЛОЖЕНИЕ 2 38
Введение
Анабарский массив (Анабарский щит, Анабарская антеклиза) — выступ докембрийского фундамента на севере Сибирской платформы, совпадающий с современным Анабарским плато (высота свыше 900 м).
Анабарское плато находится на севере Красноярского края, далеко за полярным кругом, между 69-й и 71-й параллелями (прил. 1). Севернее расположен полуостров Таймыр (наиболее выдвинутая на север часть суши), а на юго-западе, за рекой Котуй, лежит плато Путорана. Большая часть Анабарского плато находится на территории Красноярского края, по южной и восточной частям плато проходит граница с Якутией.
Анабарское плато расположено в северо-восточной части Среднесибирского плоскогорья. Высшая точка плато — безымянная вершина 905 м. Анабарский массив — куполообразный выступ древнего (докембрийского) фундамента на севере Сибирской платформы, сложенный в основном архейскими (свыше 3,5 млрд. лет) кристаллическими гнейсами, сланцами (которые прорваны интрузиями гранитов, основных и ультраосновных пород), реже мраморами. Плато глубоко расчленено речными долинами со следами древнего оледенения. На северо- востоке плато находится так называемая Попигайская астроблема — кольцеобразное понижение предположительно ударного космического происхождения.
Анабарское плато очень привлекательно для геологов. Древние кристаллические породы, возраст которых достигает 3,8 миллиардов лет, выходят здесь на поверхность Земли. На реке Котуйкан самые старые породы находятся в верховьях; чем ниже по течению, тем моложе породы. По мере того, как река течет вниз, ‚возраст пород уменьшается на сотни миллионов лет.
Основной целью моей курсовой работы является рассмотрение геологического строения Анабарского массива, а также залегающих на его территории полезных ископаемых.
В соответствии с целью в курсовой работе были поставлены следующие задачи:
1. Дать характеристику структурно-тектонического районирования;
2. Рассмотреть историю геологического развития Анабарского массива;
3. Изучить стратиграфию, магнетизм и тектонические особенности данного массива.
Структурно-тектоническое районирование
Анабарский щит представляет собой эрозионное окно в фундаменте Сибирской платформы площадью порядка 60 000 кв. км (рис. 1) Анабарский щит, наряду с другими гранулитовыми областями, интересует исследователей в контексте формирования первичной коры континентов, ее со става, а та к же состава современной нижней коры. Щит состоит из трех гранулитовых террейнов: Маганского, Далдынского и Биректинского, разделенных двумя коллизионными зонами: Котуйоканской и Билляхской (рис. 1.).
Рис. 1. Схематическая геологическая карта Анабарского щита и его окружения, Маганский, Далдынский, Биректинский террейны и Хапчанский складчатый пояс [10]
Маганский тоналит -трондъемито-гнейсовый террейн выделяется в западной части щита. На аэро-икосмофотоматериалах террейн характеризуется отсутствием четко выдержанных директивных структур, мозаичным магнитным полем и гораздо более низкими, по сравнению с прилегающими частями платформы, значениями аномалий силы тяжести. Он состоит из однородных биотитовых, биотит-амфиболовых ортогнейсов тоналит-гранодиорит-адамеллитового состава, слагающих нижний структурный ярус, а также гранатсодержащих и высокоглиноземистых гнейсов и карбонатных пород верхнеанабарской серии, включаемых в супракрустальный комплекс. Образования тоналит-гранодиоритадамеллитового комплекса по петрохимическим характеристикам сопоставимы с “очковыми” гнейсами Амитсок и гнейсами серии Уйвак II типичных серогнейсовых комплексов [3, с. 62]. Породы террейна метаморфизованы в биотит-силлиманит-гранат-ортоклазовой, биотит-кордиерит-гранат-ортоклазовой и низкотемпературной части гиперстенкордиерит-ортоклазовой субфациях гранулитовой фации (Т = 800-850°С, Р = 7,0-8,5 кбар) [4, с. 39].
Далдынский эндербит о-гнейсовы й террейн занимает центральную часть Анабарского щита, ограничен с запада Котуйканской, а с востока Билляхской зонами меланжа и рассечен почти посередине Главным Анабарским разломом сдвиговой кинематики, повсеместно выраженным специфичными псевдотахилитами, или милонитами и катаклазитами. Террейн сложен, в основном, первично изверженными эндербитами и основными кристаллическими сланцами, традиционно объединяемыми в далдынскую и верхнеанабарскую серии, в меньшей степени развиты метаосадочные породы: кварциты, гранулиты, карбонатные отложения. Эндербиты по нормативному геохимическому составу соответствуют тоналитам и кварцевым диоритам. Двупироксеновые и гиперстеновые основные кристаллические сланцы совместно с эндербитами (эндербито-сланцевая толща) образуют две полосы в центральной части террейна и геохимически соответствуют толеитовым базальтам. По мнению О.М. Розена изверженные породы террейна разделяются на три геохимических серии: известково-щелочную, щелочную и субщелочную, и могут сопоставляться с вулканитами островных дуг [9, с. 201].
По геофизическим данным террейн прослеживается к северу и югу под чехлом осадочных пород. Все породы террейна неоднократно деформированы. Структура террейна определяется картируемыми линейными сжатыми складками северо-западного простирания с западной и юго-западной вергентностью, которые имеют достаточно крутые углы погружения шарниров и крутые углы падения осевых плоскостей. Эндербиты Далдынского террейна датированы по U-Pb конкордии цирконов в 3,2 + 0,32 млрд лет, а основные гранулиты Sm-Nd изохроной в 3,1 + 0,8 (eNd =3,1 + 1,8) млрд лет [9]. Эти данные указывают, что возраст протолита пород Далдынского террейна составляет около 3,1 млрд лет. Для Далдынского террейна характерен наиболее интенсивный метаморфизм, соответствующий глубинным частям гиперстен-кордиерит-гранат-ортоклазовой, биотит-силлиманит-гранат-ортоклазовой субфаций, и достигают в северных частях террейна гиперстен-силлиманитовой субфации гранулитовой фации (Т = 850-950 °С Р = 8-10 кбар) [4]. Возраст гранулитового метаморфизма и синхронных деформаций датирован по U-Pb дискордии цирконов в 2,8 млрд лет [10].
Хапчанский гранулит-парагнейсовый террейн расположен в восточной части Анабарского щита и ограничен с северо-запада Билляхской зоной тектонического меланжа, имеющей взбросо-сдвиговую кинематику. Породы террейна в центральной и южной частях деформированы в сжатые линейные картируемые складки, а в северной части выделяется несколько куполовидных структур. Террейн сложен в основном супракрустальными породами хапчанской серии: мраморами, кальцифирами, известково-силикатными породами, гранатовыми парагнейсами, при этом карбонатные отложения составляют до 40% объема толщи [11, с. 42]. Эндербиты и кристаллические сланцы обнажаются ограничено. Эндербиты по составу сходны с аналогичными породами Далдынского террейна, а кристаллические сланцы орторяда по химическому составу соответствуют субщелочным и щелочным базальтам и андезито-базальтам. Специальное геохимическое изучение парагнейсов хапчанской серии указывает, что они были сформированы за счет осадков, близких по составу к грауваккам (гранатовые гнейсы), известнякам и доломитам (мраморы), мергелям (известково-силикатные породы) [10, с. 184]. Такие породные ассоциации указывают на мелководные, шельфовые обстановки накопления пород.
Кульминационный метаморфизм гранулитовой фации соответствовал, в основном, средней части биотиткордиерит-гранат-ортоклазовой субфации и лишь отчасти биотит-силлиманит-гранат-ортоклазовой (Т = = 750- 830 °С, Р = 6,0-7,5 кбар) [4]. Модельный возраст пород хапчанской серии, полученный по изотопии Nd и Sm-Nd отношению, не древнее 2,4 млрд лет, а возраст кульминационного гранулитового метаморфизма, датированный по цирконам U-Pb отношением, соответствует 2,0 млрд лет [10].
Котуйканская зона тектонического меланжа протягивается через центральную часть Анабарского щита в северо-западном направлении, согласном с его генеральным структурным планом, и разделяет Далдынский эндербито-гнейсовый (на востоке) и Маганский тоналит-трондьемитовый (на западе) террейны. Котуйканская зона представляет линейную структуру, выгнутую к западу, которая прослеживается более чем на 150 км в средних течениях рек Бол. Куонамка и Котуйкан. В гравитационном поле она выражается пониженным значением Ag, а краевые милонитовые швы прослеживаются высокими положительными магнитными аномалиями. Зона меланжа состоит из двух полос: западной - ранее выделявшейся как Ламуйкская зона диафтореза, и восточной - которой соответствовала Котуйкан-Монхоольская диафторитовая зона. Между данными полосами заключены небольшие блоки и клинья пород как Маганского, так и Далдынского террейнов [8, с.65].
В вещественном составе зоны преобладают диафториты амфиболитовой фации: биотитовые, биотит-амфиболовые, амфиболовые, часто гранатсодержащие гнейсы и кристаллические сланцы. Иногда встречаются кварциты и высокоглиноземистые гнейсы.
Билляхская зона выражается в гравитационном поле отчетливым минимумом, а краевые милонитовые швы фиксируются интенсивными положительными магнитными аномалиями. Внутри зоны магнитное поле знакопеременное и резко дифференцированное, а с востока, в поле развития пород Хапчанского террейна, оно гораздо более спокойное. Зона круто наклонена на восток и по геофизическим данным с глубиной выполаживается. Основу Билляхской зоны меланжа создают системы сближенных разломов, между которыми заключены блоки в различной степени диафторированных и мигматизированных пород. Среди них преобладают биотитамфиболовые с гранатом и графитом гнейсы, диафторированные в амфиболитовой фации, при этом нередко сохраняются прослои и будины пород, слабо затронутых диафторезом. Встречаются отдельные прослои карбонатных и известково-силикатных пород. Термодинамические условия высокотемпературного диафтореза составляют: Т = 640-700 °С, Р = 6,0-6,5 кбар. Диафториты эпидот-амфиболитовой фации встречаются в виде отдельных линз вдоль зон милонитизации и представлены эпидот-клинопироксеновыми и андрадит-клинопироксеновыми разностями. В центральной части зоны расположен Билляхский плутон порфиробластовых гранодиоритов и гранитов [14, c.78].
Маганская зона тектонического меланжа простирается в северо-восточном направлении вдоль западной части Анабарского щита и отделяет Далдынский террейн от Маганского. Зона меланжа ограничена мощными (до 2 км в ширину) поясами милонитов и катаклазитов. Структурный рисунок зоне придают системы сближенных субпараллельных сдвигов и взбросо-сдвигов, трассируемых полосами милонитизированных и интенсивно рассланцованных пород. Диафториты амфиболитовой фации картируются, в основном, на севере Маганской зоны. Они представлены интенсивно мигматизированными и гранитизированными биотитовыми и биотит-амфиболовыми гнейсами с линзами розовых и мясо-красных гранитов, реже встречаются карбонатные и высокоглиноземистые породы. Часто внутри зоны заключены линзы вмещающих пород гранулитовой фации, в незначительной степени подвергшихся диафторезу. На северо-западе зоны расположен Краевой плутон порфиробластовых гранитоидов, а в междуречье Мал, и Бол. Магана расположены массивы анортозитов.
Таким образом, в Анабарском щите выделяются разнообразные по составу террейны. Более определенно реконструируется геодинамическая природа для Хапчанского террейна как фрагмента пассивной окраины кратона. Время накопления супракрустальных пород Хапчанского террейна укладывается в интервал 2,4-2,0 млрд лет. Для Далдынского и Маганского террейнов, сложенных, главным образом, эндербитами, тоналитами, гранодиоритами, возраст протолита которых не моложе 3,0-3,1 млрд лет, восстановить первичную тектоническую природу пока затруднительно.
Статиграфия
Архейские образования обнажены на площади листа R-49 в пределах Анабарского щита, представляющего собой выходы глубоко эродированного кристаллического основания Сибирской платформы, преобладающая часть которого сложена породами регионального метаморфизма гранулитовой фации. Глубокая переработка вещественного состава и структур архейских пород в условиях неоднократного метаморфизма, сопровождавшегося частичным плавлением и перемещением пород, сильно осложняют их стратификацию. Многочисленными исследователями Анабарского щита М. И. Рабкин, А. А. Каденский, А. Н. Вишневский, Б. Г. Лопатин, Б. Г. Лутц, О. М. Розен и др. установили, что он сложен архейскими глыбами, разделенными зонами регрессивного метаморфизма, обусловленными глубинными разломами длительного развития. В пределах Анабарского щита выделяются три разнородных по составу и строению тектонических блока, разделенные зонами глубинных разломов, представляющие, с запада на восток, Маганскую, Далдынскую и Хапчанскую структурно-формационные зоны.
Рис. 2. Структура Анабарского щита и наиболее древние датировки
Террейн Маган на современном эрозионном срезе большей частью состоит из ортопироксен-плагиоклазовых гнейсов (плагиогнейсов), эндербитов и чарнокихов с редкими прослоями двупироксеновых метамафитов, которые в целом относятся к верхнеанабарской серии. Северо-восточная, обнаженная часть террейна включает Вюрбюрский складчатый пояс, сложенный метаграувакками (гранатовыми гнейсами) и метакарбонатами, а также метамафитами и плагиогнейсами. Этот пояс образовался 2.4 млрд, лет назад (датирование по цирконам); он интерпретируется как фрагмент активной континентальной окраины, развивавшейся на фундаменте не древнее 3.09 млрд, лет (Sm-Nd модельный возраст метаграувакк).
Террейн Далдын состоит преимущественно из двупироксеновых метамафитов, плагиогнейсов, включая эндербиты, с редкими небольшими телами чарнокитов и прослоями метакарбонатов и ортопироксеновых кварцитов, составляющими далдынскую серию. U-Pb датирование цирконов из плагиогнейсов и эндербитов показало значения изотопных возрастов 3.35 млрд, лет [11, с. 96], 3.32 и 3.16 млрд, лет (U-Pb классический метод). По-видимому, эти датировки отражают возраст первоначального фундамента. В то же время Sm-Nd модельный возраст равен 3.0-3.2 млрд, лет, он указывает на ювенильное происхождение гнейсов фундамента. Гранулитовый метаморфизм, охвативший оба террейна, и анатексис произошли 2.8 и 1.8-2.0 млрд, лет назад. Фиксируются существенные различия между террейнами в доле метамафитов по отношению к плагиогнейсам. В Маганском террейне их объемное отношение составляет 1:7, а в Даллдынском - 1:3 [11, с. 37].
Гранит-зеленокаменный террейн Биректе тектонически перекрыт Хапчанским складчатым поясом на западе и Эекитским поясом на востоке (в современной структуре). Пояс Хапчан содержит гранулитовые метаграувакки (гранатовые гнейсы), метакарбонаты с модельным Sm-Nd возрастом 2.3-2.4 млрд, лет (метаграувакки), что определяет возраст размывавшегося фундамента (Биректинского террейна) не древнее, чем граница архей-протерозой. В то же время Sm-Nd минеральная изохрона определяет возраст гранулитового метаморфизма метаграувакк в 1.9 млрд. лет [11]. Эекитский пояс сложен фельзическими вулканитами, терригенными и углеродистыми сланцами, метаморфизованными в зеленосланцевой фации и прорванными гранитами 1.8 млрд, лет назад.
Sm-Nd изотопная систематика Анабарского щита показывает, что вещество гранулит-гнейсовых террейнов отделялось от деплетированной мантии в различное время; это значит, что террейны представляли независимые сиалические блоки, или микроконтиненты.
В целом в Далдынском террейне представлены древнейшие породы Анабарского щита с возрастом около 3.2 млрд, лет или несколько древнее. Исходная ассоциация метавулканитов и метаосадков в первом приближении может быть интерпретирована как островодужный ансамбль.
Преобладающие в Далдынском террейне плагиогнейсы (включая эндербиты) имели андезитовый до риодацитового протолит. Низкие содержания калия близки к соответствующим величинам архейских ТТГ серий. Плагиогнейсы имеют сходные Nd-модельные и U-Pb цирконовые датировки, что исключает коровую контаминацию при их образовании. Первичные, средние до фельзических, расплавы могли возникать либо в результате фракционной кристаллизации более основной магмы, либо при парциальном плавлении мафического источника. В последнем случае расплав скорее существовал в равновесии с амфиболом, чем с гранатом, то есть отделялся на глубинах менее 30 км, поскольку гнейсы недостаточно истощены HREE и Y [10].
Большинство плагиогнейсов предельно истощены, что может быть обусловлено удалением при метаморфизме или выплавлением из источника, изначально деплетированного этими элементами [12].
Рис. 4.11. Мультиэлементные диаграммы содержаний, нормированных по примитивной мантии, для плагиогнейсов и эндербитов (А) и (В) для метамафитов (В) Далдынского террейна. Б - нормированные к хондриту содержания REE в далдынских плагиогнейсах и эндербитах
Магматизм
Магматические породы широко распространены, главным образом, в центральной части территории листа R-49 – в Анабарском выступе фундамента Сибирской платформы [5]. Магматические события наиболее интенсивно проявились в архее и раннем протерозое. В триасе в связи с деятельностью Сибирского суперплюма на рассматриваемой территории происходило интенсивное проявление обширного и весьма разнообразного основного магматизма, представленного молодинским и катангским долеритовыми, эбехаинским трахидолеритовым комплексами и оленек-велингнинским комплексом габбро-долеритов и долеритов. В триасе и юре формировались разнообразные по составу интрузивные образования щелочно-ультраосновного магматизма, представленного куонамским кимберлит-карбонатитовым, талахтахским щелочно-базальтоидным и билляхским кимберлитовым комплексами.
Ранняя сиалическая кора докембрийских кратонов обычно представлена магматическими породами - преимущественно плагиогнейсами и плагиогранитоидами, которые по составу отвечают породам тоналит-трондьемитгранодиоритовых (ТТГ) ассоциаций [14]. Формирование пород ТТГ-комплексов может происходить как за счет плавления мафических (ювенильных мантийных), так и диорит-тоналитовых (коровых рециклинговых) субстратов.
На Анабарском щите наиболее древние ксенолиты пород с Nd-модельным возрастом протолитов 3,65–3,67 млрд лет и цирконом с возрастом 3570 млн лет присутствуют в далдынской серии. Раннеархейский магматизм реконструируется также в связи с формированием магматических протолитов далдынской серии: возраст циркона 3 347 ± 21 млн лет из мигматизированного мафитового гранулита далынской серии на устье р. Сербиян интерпретируется как возраст эндербитизации гранулитов [15, с.40]. Примерно в этом же месте установлены раннеархейские гиперстеновые плагиогнейсы трондъемитового состава, которые имеют геохимические характеристики, свойственные архейским гранитоидам TTГ-серии в виде резко выраженной положительной аномалией Eu и сильной деплетированности тяжелыми РЗЭ. Для ядер циркона из этих плагиогнейсов получен конкордантный возраст 3 292 ± 9 млн лет. При расчете на возраст 3 300 млн лет породы характеризуются положительной величиной εNd(T) +1,8 и Ndмодельными возрастами протолита TNd(DM) 3,36 млрд лет, TNd(DM-2st) 3,39 млрд лет. Одно ядро, вероятно унаследованного циркона, имеет возраст 3 414 млн лет [14, с.40].
Следует отметить, что раннеархейские магматические образования не закартированы на Анабарском щите в виде реальных геологических тел. Они фиксируются лишь по ксеногенным ядрам в цирконе и Nd-модельным возрастам протолита гранулитов. Очевидно на Анабарском щите, как и в Шарыжалгайском выступе, при формировании магматических протолитов гранулитовых толщ происходил рециклинг раннеархейских образований. Как самостоятельные геологические тела на Анабарском щите закартированы позднеархейские магматические образования (анабарский комплекс эндербитмигматит-чарнокитовый и далдынский комплекс перидотит-пироксенитовый).
Позднеархейский магматизм
Анабарский плутонический комплекс эндербит-чарнокитмигматитовый 4 объединяет гранитоиды, образовавшиеся в условиях гранулитовой фации метаморфизма. Основной объем комплекса занимают эндербиты, которые обнаруживают тесную пространственную и генетическую связь с породами далдынской и верхнеанабарской серий. С плагиогранитами ассоциируют лейкократовые крупнозернистые плагиопегматиты, слагающие гнезда в плагиогранитах. Эндербиты анабарского комплекса характеризуются слабо отрицательными величинами εNd(T) -0,2 и -0,6 и Nd-модельным возрастом протолита 3,12– 3,20 млрд лет. По опубликованным данным термоизохронного радиологического датирования возраст анабарского комплекса находится в диапазоне 2770– 2280 млн лет [17, с. 448]. Nd-модельный возраст эндербитоидов в Далдынской СФЗ определен в интервале 3160–2280 млн лет [15]. Калиевый гранитоидный магматизм проявляется позже эндербитового, его возраст варьирует от 2764 ± 6 млн лет в чарнокитах и 2767 ± 27 млн лет в апочарнокитовых аляскитовых гранитогнейсах до 2705 ± 12 млн лет в пегматоидных чарнокитах и 2702 ± 9 млн лет в гнейсовидных монцодиоритах (санукитоидах) [5, с. 176].
Раннепротерозойский магматизм
Харапский плутонический комплекс друзитовых габброноритов развит в пределах всех структурно-формационных подзон Далдынской СФЗ. Интрузивные породы комплекса считаются наиболее древними неметаморфизованными магматическими образованиями раннего протерозоя Анабарского щита. Впервые они были отмечены в районе устья р. Харап в 1932 г. [17, с. 32]. Интрузивы этого комплекса нередко относились к анортозитам амбардах-коялахского комплекса или даже к перидотитам далдынского комплекса позднего архея. Петротип – Харапский массив расположен на Харап-Кенгединском водоразделе [5].
Рифейский магматизм
Глобальные проявления рифтогенеза в рифее сопровождались широким развитием базитового магматизма. Наиболее полно рифейский магматизм проявлен в пределах сводового поднятия кристаллического фундамента Анабарского щита. В восточной части Анабарского щита выделен ВосточноАнабарский пояс даек [10, с. 89], с преимущественным развитем раннерифейских даек кендейского и чиэресского комплеков. Вдоль его южного склона развиты дайки раннерифейских кенгединского, токурского и среднерифейского будьурхайского комплексов, слагающих полосу широтного простирания, известную под названием «Кенядский пояс даек» [10]. Севернее указанной полосы дайки этого возрастного интервала встречаются весьма редко, а с юга граница их распространения ограничивается выходами пород старореченской свиты венда. Азимуты падения даек меняются от 330–360° до 0–30°, углы падения – от 60 до 90°. Время формирования даек подтверждено большим количеством K-Ar определений возраста, в меньшей степени U-Pb и Sm-Nd датировок и геологическими данными, позволившими выделить четыре цикла тектономагматической активизации, иногда приуроченных к стратиграфическим перерывам [9]. Этапы магматической активизации подтверждаются Nd-модельными возрастами базальтоидных расплавов TNd(DM) и TNd(DM-2St), фиксирующими время отделения вещества от мантии (прил. 3)
Юрский магматизм.
Талахтахский гипабиссальный комплекс щелочных базальтоидов представлен трубками взрыва, реже дайками, жилами и штокообразными телами. Название комплекса приводится по наименованию одноименной трубки взрыва, обнаруженной в 1960 г. С. Ф. Духаниным на левом берегу р. Бол. Куонамка в 200 м ниже устья р. Талахтах [9]. В. В. Ковальский описал ее как эксплозивное трубчатое тело, выполненное эруптивными брекчиями щелочных базальтоидов, В. И. Ваганов и А. А. Константиновский [1978] – как ультракалиевые трахиты, С. А. Вишневский – как лампроиты, а Е. П.– как импактные брекчии и импактиты. Установлено более десятка тел этого комплекса. Трубки имеют небольшие размеры (до первых сотен метров в поперечнике) и овальные формы со сложными очертаниями границ. Они заполнены агломератовой брекчией, сцементированной витрокластической массой. Содержание обломочного материала, представленного вмещающими породами, основными щелочными эффузивами реже долеритами и кристаллическими породами фундамента, колеблется от 30–50 до 60–80%. Цементирующая масса, часто миндалекаменная, хлоритизирована с участками порфировых выделений санидина, пироксена, серпентинизированного оливина, магнетита. Дайки имеют мощность от первых метров до 20–30 м и протяженность до 3–4 км. По представлениям ряда исследователей [Брахфогелья, Шпунта, 1989; Конев, 1989; Округин, Королева, 2000] трубки сложены ультракалиевыми магнезиальными породами близкими к лампроитам, лейцитовыми и санидиновыми высокоглиноземистыми лампроитами, бостонитами, щелочными пикритами и др.
Тектоника
Анабарский щит представляет собой выступ кристаллического фундамента Сибирского кратона площадью около 62 тыс. кв. км. Щит составляет ядро обширного сводового поднятия со сложным складчатоглыбовым строением. Для него характерны фрагменты крупных пликативных структур, осложнённых разнопорядковыми дополнительными складками, многочисленные разрывы и различно перемещённые блоки. Поверхность кровли щита по геофизическим данным периклинально погружается под углами 2–3° [2, с.82].
По степени проявления напряжённой тектоники и метаморфических преобразований в пределах Анабарского щита обособляются три архейскораннепротерозойских геоблока первого порядка: Маганский, Далдынский и Хапчанский, состоящих из ряда блоков второго порядка (в поперечнике до 70 км), простирающихся в северо-северо-западном направлении. Два из этих блоков - Далдынский и Хапчанский.
Рис. 3.1. Схема тектонического районирования Анабарского массива (по В.С.Оксману). Террейны: М — Маганскии, Д — Далдынский, X — Хапчанский
Рассматриваемая территория включает в себя площади большей части Далдынского (Центрально-Анабарского) блока, ограниченного Ламуйкской с запада и Билляхской с востока глубинными тектоническими зонами и разделенного Котуйкан-Монхолинской и Ченгелех-Харапской тектоническими зонами на Ильинскую, Далдынскую и Джелиндинскую глыбы (блоки второго порядка). К востоку от Далдынского блока расположен Хапчанский блок (Попигайская глыба), рассеченный Салтахской тектонической зоной.
Ильинская глыба Далдынского (Центрально-Анабарского) блока на севере контактирует по Илья-Ламуйкскому разлому с Маганским (ЗападноАнабарским) блоком, а южнее, на площади листа R-49, с восточной границей Ламуйкской тектонической зоны. Здесь картируется западное крыло и часть свода Котуйкан-Монхолинского антиклинория, прослеживающегося за пределами листа до зоны Меркюнских разломов. Блок, шириной до 25–30 км, сложен в основном графит-гиперстен-гнейсовой глиноземсодержащей формацией (эйиминская толща), слагающей крылья антиклинория, в ядре которого обнажаются породы гранат-гиперстено-гнейсовой формации амбардахской толщи. Породы собраны в крутые антиклинальные складки.
Далдынская глыба образована двумя крупными синклинориями, сложенными породами верхнеанабарской серии, и находящимся между ними Бекелехским антиклинорием [2], в ядре которого обнажаются породы килегирской толщи далдынской серии. Структуры имеют четко выраженные линейные деформации и сложное строение. На их крыльях наблюдаются крутые асимметричные и изоклинальные складки шириной до 1–3 км при протяженности 5–20 км. Изучение нескольких типичных участков распространения эндербитоидной, карбонатно-гнейсовой и кварцитплагиогнейсовой магнетитсодержащей ассоциаций в различных частях щита показало, что важным маркирующим элементом этих ассоциаций являются седиментогенные породы. Это позволяет рассматривать их складчатую структуру как результат деформации первично-стратифицированных вулканогенных и осадочных отложений. Сама структура возникла в период верхнеархейского гранулитового метаморфизма и характеризуется резко удлиненными, вытянутыми складчатыми формами с размахом крыльев в первые километры и длиной 10 км и более. Нередки изоклинальные и опрокинутые складки с крутым залеганием шарниров, иногда ориентированных по падению. Отдельные группы этих складок слагают тектонические линзы, которые разделены более поздними разрывами, ориентированными субпараллельно осевым поверхностям складок. Преобладает крутой наклон слоев, осевых поверхностей складок и поверхностей разрывов на север-северо-восток. В центральной части блока широко развиты будины метаультрабазитов верхнего архея и гранитоидов гранит-гранодиоритовой и гранит-лейкогранитовой формаций раннего протерозоя.
Котуйканский синклинорий, сопряженный с Бекелехский антиклинорием, расположен в северо-западной части территории. Осевая часть его, занимающая левобережье р. Котуйкан, сложена гранатовыми гнейсами, а крылья – гиперстеновыми плагиогнейсами верхнеанабарской серии. Простирание пачек и горизонтов пород северо-западное (340–350°) - в юго-восточной части структуры и север-северо-западное (350–0°) - в северной, падение - северо-восточное и восточное, углы падения 40–68°. Южное окончание Котуйканского синклинория и его западное крыло срезаны региональной Котуйкан-Монхолинской зоной глубинного разлома, имеющей северозападное простирание. Восточное крыло структуры осложнено узкими опрокинутыми линейными складками второго порядка, расположенными кулисообразно. Протяженность складок составляет соответственно 10 и 25 км, ширина 1,5 и 3 км. В юго-западной части территории толща метаморфических пород верхнеанабарской серии смята в узкие крутые складки северозападного простирания (330–335°) с углами падения крыльев 78–85°.
К Джелиндинской глыбе относится сохранившаяся восточная часть крупного Джелиндинского антиклинория, погружающегося в северозападном направлении. Его ядро сложено породами бекелехской, а крылья - породами килегирской толщи нижнего-верхнего архея, представленных базито-гранулитовой, метабазит-плагиогнейсовой и плагиогнейсовой формациями. Западная часть структуры срезается Анабарским разломом. Северовосточное крыло антиклинория ограничивается с востока Билляхской тектонической зоной. Крыло осложненно крутыми линейными складками протяженностью 10–15 км, шириной 1–2 км [3, с. 39].
Пространство между Джелиндинским и Бекелехским антиклинориями занимает Капральско-Джегесский синклинорий, сложенный породами верхнеанабарской серии. Он прослеживается от истоков р. Джегес (Дьегзэс) в северо-западном направлении до верховьев р. Котуйкан и далее на севере скрывается под платформенным чехлом. Ось структуры слабо изогнута, шарнир ундулирует. Структура асимметричная, в южной части она осложнена многочисленными складками высокого порядка, образующими зону мелких складок. В пределах юго-западного крыла развита брахиантиклиналь с размахом крыльев 4–5 км. С этой складкой сопряжена узкая структурная ложбина, примыкающая к центральной части синклинория. Ложбина асимметричная - западное крыло имеет углы падения 45–76°, а восточное – 83–65°. Длина ложбины 5 км, размах крыльев 1–2 км [4].
Северо-восточное крыло характеризуется весьма сложной линейной, преимущественно изоклинальной складчатостью с однообразным северовосточным крутым (50–84°) падением крыльев. Простирание складок северозападное. Здесь часты сочетания кулисообразно расположенных изоклиналей с размахом крыльев до 5 км, наблюдаются далеко вытянутые и острые окончания ядер складок. В целом южная часть Капральско-Джегесского синклинория — это один из наиболее сложно дислоцированных участоков Анабарского щита. Характерно, что в разрезе верхнеанабарской серии на этом участке широко развиты различные парагнейсы, среди которых преобладают биотит-гранатовые гнейсы. Протяженные горизонты этих гнейсов хорошо обрисовывают складки высоких порядков.
Описанная зона мелких складок прослеживается к юго-востоку за пределы района и, по-видимому, представляет ветвь более крупной Харапской зоны смятия, выделявшейся рядом исследователей [6]. В
промежутке между Джелиндинским антиклинорием и КапральскоДжегесским синклинорием расположены две складки второго порядка: антиклиналь и сопряженная с ней синклиналь. Складки имеют простирание северсеверо-восточное. Северные их окончания срезаны Анабарским разломом. Складки по форме приближаются к асимметричным с крутым падением осевых поверхностей. Углы падения крыльев крутые, составляющие 68–80°.
Хапчанский мегаблок первого порядка (Попигайская глыба) составляет северо-восточную часть Анабарского щита и состоит из ряда протяженных тектонических блоков более низкого порядка шириной до 4–6 км, в которых наблюдается последовательное чередование осложненных крутых складок с размахами крыльев до 1–2 км при длине 6–10 км. По соотношению блоков намечаются два синклинория с антиклинорием между ними. В строении первых принимают участие породы карбонатно-гранулитовой и метакарбонатнопарагнейсовой графитсодержащих формаций раннего протерозоя (хапчанская серия). Антиклинорий сложен породами плагиогнейсовой формации верхнеанабарской серии. Установлены мелкие линзовидные тела гранитоидов раннего протерозоя. Крылья структур имеют наклон 70–80°. На юге блока структуры характеризуются северо-западным простиранием, которое вблизи Попигайской астроблемы подвергается виргации с отклонениями к западу и востоку.
История геологического развития
Геологическое развитие территории происходило в несколько крупных этапов, соответствующих выделенным структурным ярусам: раннепозднеархейского, позднеархейского, раннепротерозойского, рифейского, вендско–кембрийского, среднекаменноугольно–триасового, юрско-мелового и кайнозойского.
Ранне-позднеархейский этап. Ранне-позднеархейский этап в пределах Анабарского щита соответствует формированию блоков коры, сложенных полихронными гранулитами далдынской и верхнеанабарской серий.
Наиболее древние образования Анабарского щита представлены гранулитами от двупироксеновых кристаллосланцев до гиперстеновых плагиогнейсов с Nd-модельным возрастом протолитов пород 3,76–3,51 млрд лет. Циркон с U-Pb возрастом 3,72 млрд лет имеет положительную величину εHf (T) +2,6, указывающую на его формирование в магме из смешанного коровомантийного источника. Для этого циркона отмечаются эоархейские значения модельного возраста THf (DM) = 3,78 млрд лет и времени экстракции коры ТС Hf 3,82 млрд лет. Наиболее древние мафитовые породы, подобные базальтам океанических островов или плюмовым базальтам, сложены породами по Ndмодельному возрасту протолита, отделившимися от мантии 3,65– 3,67 млрд лет назад. Наиболее древний циркон гранитоидного облика в них имеет возраст 3,57 млрд лет, это значение может указывать на возраст источника сноса. Если циркон рассматривать как детритовый, или как результат переработки и плавления пород около 3,57 млрд лет назад. Циркон с возрастом 3,57 млрд лет характеризуется отрицательными величинами εHf(T) от -5,3 до -6,8 с модельным возрастом THf (DM)=3,92–3,98 млрд лет и временем экстракции коры ТС Hf 4,14–4,24 млрд, что указывает на его формирование в процессе рециклинга эоархейской и хадейской коры.
Период 3,20–3,00 млрд лет играет особую роль и характеризуется кардинальными изменениями корообразуюших процессов в глобальной истории Земли [18, с. 450]. Появление в разрезах далдынской серии высокозрелых метаосадочных пород (кварциты, силлиманитовые, кордиеритовые и гранатовые гнейсы) с Nd-модельным возрастом протолита 3,37–3,00 млрд лет указывают на существование континентальной коры в области питания осадочного бассейна.
Позднеархейский этап. В конце среднего лопия на Анабарском щите фиксируется радикальное изменение в характере магматизма, которое предполагает прирост новообразованной коры за счет широкого участия ювенильных мантийных магм и флюидов в формировании континентальной коры. Метаморфизованные в гранулитовой фации толщи далдынской и верхнеанабарской серий служили фундаментом при формировании интрузивных образований позднеархейского этапа, представленных наиболее древними раннеорогенными образованиями [14] анабарского эндербитмигматит-чарнокитового комплекса. Тектоническая обстановка формирования гранитоидов верхнеархейского структурного яруса соответствовала преимущественно активным континентальным окраинам, а также мантийнокоровому взаимодействию в супрасубдукционной обстановке на континентальной окраине (для санукитоидов). Только пегматоидные чарнокитовые граниты имеют геохимические характеристики магматизма коллизионной обстановки. Формирование эндербитов и чарнокитов во времени было сопряжено с продолжительным субдукционным процессом, сопровождающимся гранулитовым метаморфизмом, с широко цитируемым возрастом 2,75 млрд лет [10].
В это время (2860 млн лет) формировались гиперстеновые плагиогнейсы верхнеанабарской серии и эндербиты анабарского эндербит-мигматитчарнокитового комплекса с характеристиками гранитоидов ТТГ-серии, содержащие циркон с положительными величинами от +4 до +7,2, модельным возрастом 2,97 – 3,09 млрд лет и возрастом экстракции коры 3,03–3,18 млрд лет.
Раннепротерозойский этап. На Анабарском щите наиболее ранние стадии раннепротерозойского этапа связаны с формированием вюрбюрской толщи 2,4 млрд лет назад в эпикратонном бассейне к западу от Далдынского блока (в современных координатах) на площади листа R-48. Возраст метаандезитов (бескварцевый двупироксеновый плагиогнейс) вюрбюрской толщи 2,42±0,02 млрд лет [16]. Sm-Nd изотопная система метавулканитов (плагиогнейсы и кристаллические сланцы) и метаседиментогенных пород (гранатовые гнейсы и кальцифиры) вюрбюрской толщи показывает значения Nd-модельного возраста 2,8–3,09 млрд лет [13]. По результатам датирования на SHRIMP [16] усредненный возраст дометаморфического, по нашему мнению, детритового циркона, в вюрбюрской толще 2,8–2,6 млрд лет, то есть совпадает с возрастом коллизионного магматизма. Источниками вещества, обусловившими этот интервал значений Nd-модельного возраста, могли служить образования, синхронные породам далдынской и верхнеанабарской серий, если они выходили на дневную поверхность. При пересчете на возраст 2,4 млрд лет величина варьирует от -0,9 до -4,2, что свидетельствует о зрелости источника сноса к моменту накопления вюрбюрской толщи.
К востоку от Далдынского блока раннепротерозойский этап проявился в накоплении терригенно-карбонатных отложений – протолитов стратифицированных гранулитовых толщ хапчанской серии. Осадконакопление происходило в обстановке, отвечающей пассивной континентальной окраине на морском шельфе.
Гранитоиды билляхского комплекса (1980 млн лет) формировались в коллизионной обстановке, осложненной рифтогенезом при участии мантийного плюмового магматизма.
Рифейский этап. Формирование карбонатного чехла платформы сопровождалось вспышками базитового магматизма долеритовой формации, который свойственен областям внутриконтинентального растяжения, широко проявившимся на всей территории Анабарского щита и площади развития рифейского структурного яруса. Магматизм этого периода представлен поясами даек кварцевых долеритов раннерифейских кенгединского (1580 ± 30–1502 ± 18 млн лет) и токурского (1412 ± 4–1400 ± 42 млн лет) комплексов, кварцевых долеритов и монцонит-порфиров чиэресского комплекса (1384 ± 2–1337 ± 11 млн лет), габродолеритов среднерифейских будьюрхайского (1290 ± 10–1240 ± 12 млн лет) и котуйканского (1103–1054 млн лет) комплексов.
Вендско–кембрийский этап. После подъема территории и размыва в конце позднего рифея вновь установился режим карбонатной платформы. Глубина предвендского размыва достигала 600 м. Довендский перерыв в осадко-накоплении по мнению М. С. Мащака составлял около 250–300 млн лет [18].
Вендские отложения с угловым несогласием залегают на различных уровнях рифея и местами на кристаллическом фундаменте. В раннем венде происходило накопление относительно мелководных терригенно-карбонатных отложений. В начале позднего венда отлагались относительно глубоководные битуминозные известняки, а в конце – в условиях мелководья, водорослевые доломиты.
Отложения морской терригенно-карбонатной формации поздневендско– раннекембрийского возраста залегают с размывом на существенно карбонатных толщах венда. Карбонатные и терригенно-карбонатные преимущественно битуминозные толщи ранне-среднекембрийского возраста, формировались в условиях мелководного открытого морского или лагунно-морского бассейна. Ограниченно развитые верхнекембрийские отложения, представленные глинистыми и алевролитистыми известняками и доломитами, залегающие с несогласием на отложениях среднего кембрия, также накапливались в условиях мелководного морского бассейна.
Среднекаменноугольно–триасовый этап. В северном, восточном и южном обрамлении Анабарского поднятия в связи с развитием Сибирского суперплюма широко проявился базитовый магматизм, представленный эбехаинским трахидолеритовым, молодинским и катангским долеритовыми и габбродолеритовым оленек-велингнинским комплексами, а также щелочноультраосновной магматизм, представленный куонамским кимберлиткарбонатитовым комплексом.
Юрско-меловой этап. Стратифицированные отложения юры и мела, залегающие на подстилающих толщах с региональным перерывом и несогласием, на рассматриваемой территории не сохранились. На восточном склоне Анабарского свода с этим этапом связано формирование билляхского кимберлитового и талахтахского комплекса щелочных базальтоидов.
Кайнозойский этап. Стратифицированные образования этого этапа относятся к континентальной терригенной формации, залегающей с перерывом и резким угловым несогласием на толщах всех нижележащих структурных ярусов. В позднем эоцене (35,7 млн лет) в северной части территории произошло одно из известнейших импактных событий на территории России – падение Попигайского астероида, приведшее к образованию ударного кратера диаметром до 100 км и коптогенного брекчиевого комплекса. Новейший структурный план Анабарского щита в общих чертах унаследован от мезозойско – кайнозойских этапов тектогенеза. Амплитуды поднятия положительных структур за новейшее время оцениваются от 200 м до 500 м и более, отрицательных – от 50 до 100 м. [5]. Плейстоценовая речная сеть в большинстве своем наследует древнюю. На протяжении четвертичного времени рассматриваемая территория на фоне общего воздымания Сибирской платформы пережила сложную историю развития. В среднем плейстоцене, а также в верхнем неоплейстоцене Среднеcибирское плоскогорье (свод Анабарской антеклизы и ее западный и юго-западный склоны) подвергались оледенению, центр которого вероятно находился на шельфе Карского моря. В перигляциальных областях в среднем и верхнем плейстоцене происходило формирование речных террас.
Полезные ископаемые
На Анабарском щите расположены огромные интрузии анортозитов, содержащие залежи титаномагнетитов и апатита. На территории Якутии расположены многочисленные алмазные трубки. С сибирскими траппами связаны медно-никелевые месторождения норильского района.
Есть несколько крупных угольных бассейнов.
Железорудные проявления Анабарского массива связаны здесь с телами пласто- и линзообразной формы магнетитсодержащих кварцитов, кварцмагнетитовых, магнетитовых гиперстеновых и двупироксеновых кристаллосланцев, характеризующихся магнитной восприимчивостью от 3500 до 98000×10-6 ед. СГС [15], рудной формации железистых кварцитов.
В Анабарском массиве обнаружены проявления мрамора, железа, слюд, титана.
Также в пределах Анабарского щита на всех этапах гранитообразования отмечается перераспределение урана и тория, их накопление в ходе гранитизации, прежде всего калиевого петрохимического профиля, с обогащением наиболее лейкократовых и щелочных производных (лейкогранитов, сиенитоидов), высокотемпературных кремнещелочных (кварц-альбит-микроклиновых) метасоматитов.
Наличие проявлений жидкой нефти и продуктов ее изменения в различных частях осадочного чехла склонов Анабарского массива, имеющего мощность до 3500 м, их тяготение к определенным тектоническим элементам, контролирующим распределение зон возможного нефтенакопления, позволяют положительно оценивать перспективы нефтегазоносности этой территории.
Выделяются две перспективные территории: южный склон массива и Суханский прогиб [1, с. 126].
На территории Анабарского массива широко развиты разнообразные по генезису месторождения и проявления титана. Среди коренных можно выделить магматогенные и метаморфогенные. Экзогенные проявления титана связаны с эпохами формирования кор выветривания и устанавливаются в верхнепалеозойских, верхнетриасовых, нижнеюрских, палеогеновых и четвертичных отложениях, часто весьма различных по своему происхождению.
Проявления марганца известны на восточном склоне Анабарской антеклизы. Они локализованы в известняках позднепротерозойской унгуохтахской свиты. Одно из таких проявлений — Уджинское, расположенное в верхнем течении р. Уджа. Здесь наблюдаются линзообразные тела кремнисто-карбонатных пород мощностью 0,3-0,7 м и протяженностью первые десятки метров. Содержания марганца достигают 15,22%. Проявления можно оценивать как перспективные на докебрийские карбонатные марганцевые руды, но расположены они в неблагоприятных экономических условиях [1, с. 312].
В пределах региона выделяются протяженные зоны глубинных разломов, к которым приурочены участки проявления гранитоидов и гранитизации, магнезиальных скарнов и калишпатовых метасоматитов.
Все мусковитовые проявления массива сосредоточены в пределах Котуйкан- Монхоольской зоны глубинного разлома, расположенной в центральной части региона. На Анабарской кристаллическом массиве возможно выявление лишь мелких мусковитовых месторождений, причем качество слюды, видимо, будет невысоким.
В пределах Анабарского массива выделены Северная, Биригендинская и Токурская графитоносные зоны.
В южной части Анабарского массива известны крупные интрузии анортозитов с приуроченными к ним проявлениями комплексных апатит-ильменитовых и апатит-ильменит-титаномагнетитовых руд. В пределах Биригендинской зоны на юго-восточном окончании Анабарского массива обнаружены апатитоносные пегматиты. Интересно проявление Олобу, представленное скоплением эгириновых и ортоклаз-микроклиновых апатит-содержащих пегматитовых жил. Протяженность пегматитового поля 2,7-3 км. Длина отдельных пегматитовых жил составляет 50-100 м, а мощность — 10-50 м. Содержания апатита в жилах достигают 30-70% [1, с. 346].
На востоке между Далдынским и Хапчарскими блоками имеется минералогенная редкоземельная зона тория, урана, золота. Так на юге этой зоны закартирован Мальджагарский карбонитовый массив (Шахотько и др.).
Алмазы в россыпях реки Анабар обнаружены более 40 лет назад. На восточном обрамлении Анабарского щита выявлены сотни кимберлитовых тел триасово-юрского возраста, образующих дугообразную Куонамскую зону вдоль восточного обрамления Анабарского щита и объединенных в девять кимберлитовых полей – Билляхское, Орто-Ыаргинское, Старореченское, АрыМастахское, Дюкенское, Биригиндинское, Лучаканское, Куранахское и Сенкю-Оленекское. Среднее содержание алмазов в некоторых из них достигает 0,030 кар/т. При современной изученности Дюкенское, АрыМастахское и Старореченское поля практически слились вместе [1].
Наибольшее количество диатрем кимберлитовых пород выявлено в пределах осадочных карбонатных пород, обрамляющих Анабарский выступ,
|
|
|
Скачать 1.26 Mb.