Глава 4. Интрузивный магматизм

 

Венд-раннекембрийский ЦАКИРСКИЙ КОМПЛЕКС

 

К этому комплексу отнесены ультрабазиты, слагающие тела, распространенные вдоль Джидинской и Дархитунской раннепалеозойских надвиговых зон северо-западного направления. К Джидинской зоне приурочены: Тарбагатайская группа тел (правый склон р. Цакирка вблизи её устья), Барун-Нарынская группа тел (Джидинское рудное поле), Бугуриктайский массив (водораздел Бугуриктай – Долон-Модон). В системе Дархинтуйской зоны разломов расположены: Далахайский массив (водораздел рек Цакирка – Оронгодой) и тело, перекрытое аллювием р. Цакирка, вблизи г. Алкаши, фиксируемое по высокой положительной магнитной аномалии.

Бугуриктайский массив представлен габбро и пироксенитами. Этот массив слагает линейный гребень водораздела Бугуриктая и Долон-Модона. Массив представляет собой выклинивающуюся по удлинению тектоническую пластину протяженностью около 4,0 км и наибольшей шириной 0,5 км. Залегает среди метабазитовых тектонических сланцев нижнего кембрия (базальтовая толща). Меридиональное направление массива совпадает с рассланцовкой вмещающих пород. По магнитометрическим данным массив имеет западное падение под углом 60⁰, что согласуется с характером очертаний его выхода в рельефе.

Внутреннее строение массива характеризуется поперечной (косо расположенной к тектоническим ограничениям), полосчатостью, обусловленной вариациями габброидов и пироксенитов, и минеральной линейностью, имеющей северо-западное падение под углами 35-40⁰. Внутри тела, согласно с его полосчатостью, зафиксированы дайки мелкозернистых порфировидных габбро с вкрапленниками амфибола. По данным исследований прошлых лет (Зелинский, 1966; Слободян, 1961) в составе массива участвуют и аподунитовые? серпентиниты. Также был установлен тектонический характер западного контакта массива и развитие вдоль него зоны лиственизации. В течении полевого сезона 2015 года, сотрудниками ГИН СО РАН Бугуриктайский массив был дополнительно изучен. В целом, по результатам полевых наблюдений строение массива было уточнен. Из основных разновидностей пород слагающих массив были отобраны образцы и пробы для дальнейших исследований. Следует также отметить, что ранее сотрудниками ГИН был получен возраст 560 млн лет (венд) по цирконам из полосчатых габбро (метод U-Pb). В настоящее время все материалы обрабатываются и готовятся к опубликованию.

 

Раннекембрийский ЗУНГОЛЬСКИЙ КОМПЛЕКС

 

К зунгольскому комплексу (Смолянский, 1964) отнесены мелкие тела габброидов, сохранившиеся в виде ксенолитов в диоритах средне-позднекембрийского джидинского комплекса.

Реликтовые тела габбро зунгольского комплекса в большинстве случаев имеют небольшие (менее 100 м в поперечнике) размеры, в связи с чем часто они не показаны на карте. Для них характерны расплывчатые контакты, метасоматоз и перекристаллизация под воздействием вмещающих диоритов. Они встречаются повсеместно на участках распространения раннепалеозойских формаций, но чаще отмечены в бассейне р. Модонкуля, где имеют и большие размеры. Наиболее крупным и лучше изученным является Холтосонский массив (3км²), расположенный на обоих склонах долины р. Модонкуль.

Холтосонский массив расположен среди диоритов джидинского комплекса. Форма его в плане почти изометрична. Долинами рек Модонкуль и Молохотый он расчленен на несколько неравных по площади частей.

Для внутреннего строения массива свойственны значительные колебания структурно-текстурных характеристик, слагающих его габброидов. Породы меняются от крупнозернистых до мелко-среднезернистых, переходят от равномернозернистых габбро к порфировидным габбро-диабазам, содержат провесы кровли нижнекембрийских метабазальтов.

Контакты габбро с диоритами носят матесоматический, неотчетливый характер, а сами породы массива испытывают значительные изменения под воздействием более поздних вмещающих диоритов, заключающиеся в активном замещении пироксенов новообразованной зеленой роговой обманкой, деанортитизации плагиоклаза, развитии биотита, актинолита, хлорита, эпидота. Габбровые структуры часто преобразованы через пятнистые структуры замещения в бластические.

В 2011 сотрудниками ГИН Холтосонский массив был дополнительно изучен. Были отобраны образцы и пробы из всех разновидностей пород. В настоящее время по габброидам получен возраст (560 млн лет). Эти материалы будут опубликованы в 2015 году в журнале Доклады РАН. Следует также отметить, что в процессе геологических маршрутов автора отчета были выделены новые (не отраженные на картах предшественников) тела пород зунгольского комплекса, представленные габбро-норитами и габбро. При этом в диоритах, в приконтактовых частях отмечаются мелкозернистые фации, свидетельствующие о том, что на момент внедрения диоритов тела габброидов были уже закристаллизованы.

 

Средне-позднекембрийский ДЖИДИНСКИЙ КОМПЛЕКС

 

Образования джидинского комплекса в результате геолого-съемочных работ (Баянов и др., 1992) были расчленены на две интрузивных фазы: первую – диориты, кварцевые диориты; вторую – тоналиты и плагиограниты.

Эти породы распространены в южной части территории вдоль р. Джиды, представляя фрагменты крупного когда-то единого Купчинского плутона, вытянутого в северо-западном направлении вдоль Джидинской зоны разломов. Последняя с северо-востока служит его ограничением. При этом диориты и плагиограниты участвуют в строении разломной чешуйчато-надвиговой зоны в качестве тектонических пластин. Местами наблюдается и нормально-интрузивные контакты с вмещающими породами кембрийских вулканогенных формаций (базальтовая и риолит-андезитовая толща), к которым образования джидинского комплекса пространственно приурочены. Юго-западная часть плутона подверглась частью автохтонной гранитизации (хамардабанский комплекс), а частью прорвана и уничтожена интрузиями позднего палеозоя. Плутон содержит реликтовые тела габброидов зунгольского комплекса и ксенолиты кембрийских вулканитов.

Купчинский плутон сложен, главным образом, диоритами первой интрузивной фазы (180 км²). Прорывающие их тоналиты и плагиограниты второй фазы образуют мелкие (1-5 км²) массивы, иногда – дайки, среди образований первой фазы, реже – встречаются в виде тектонических пластин в Джидинской зоне разломов, занимая в сумме площадь около 20 км².

Образования первой интрузивной фазы представлены среднезернистыми гнейсовидными, редко – массивными диоритами, кварцевыми диоритами, иногда – субщелочными диоритами центральной фации плутона и мелкозернистыми контаминированными диоритами краевой фации, наблюдающимися вблизи контактов с метабазальтами нижнего кембрия.

Образования второй интрузивной фазы, представленные в общем случае гнейсовидными, реже массивными тоналитами и плагиогранитами, обладают некоторой индивидуальностью черт конкретных интрузивных тел и их групп.

На водоразделе Инкура – Модонкуля известен относительно крупный (6 км²) массив крупно- и среднезернистых гнейсовидных биотитовых плагиогранитов, характеризующихся сложными контактами с вмещающими диоритами первой фазы и согласным с ними залеганием, обилием скиалитов перекристаллизованных вулканитов основного состава базальтовой толщи нижнего кембрия. Последние пересекаются жилами мелко-среднезернистых массивных плагиогранитов.

В пределах Бугуриктай-Модонкульского междуречья отмечаются небольшие (1х0,5км) тела, сложенным исключительно тоналитами, среди диоритов и кварцевых диоритов. Взаимоотношения тоналитов с вмещающими диоритами повсеместно тектонические, либо перекрыты рыхлыми отложениями. Тоналиты представлены среднезернистыми амфиболовыми разностями. В строении интрузии отмечается зональность – более лейкократовый состав пород центральной части, по сравнению с ее краевой, где тоналиты содержат до 8-10% роговой обманки по сравнению с 1-2% в центре.

Плагиограниты Тарбагатайской зоны обнажены на водоразделе Джиды и Цакирки, а также вдоль левого склона Джиды до устья Цакирки, переходя на ее левобережье. В виде тектонических блоков размером 0,5-5,0 км² они прослеживаются непосредственно вдоль Джидинской зоны разломов. Часть их (в основном, автохтон) относительно слабо катаклазирована и хлоритизирована. Другие, участвуя, в составе пакета перемещенных тектонических пластин, интенсивно рассланцованы и мусковитизированы, как, например, мусковитные катаклазиты по плагиогранитам, слагающие блок, расположенный к северо-западу от г. Тарбагатай. Именно последние считались яркими представителями нашитуйского комплекса («Тарбагатайские граниты»). Следует отметить, что А.Н. Дистановой (1978) плагиограниты Джида-Цакирского междуречья относились к гранитам доджидинского комплекса.

По данным сотрудников ГИН (Елбаев, 2005) для плагиогранитов характерно высокое содержание кремнезема (72-77%) небольшое или умеренное количество глинозема (до 13,8%) и крайне незначительное количество K₂O (<0,5%). Содержание нормативного ортоклаза обычно не превышает 4 мол.%. По степени окисленности Fe в породах плагиограниты принадлежат к гранитоидам магнетитового типа. Характерны очень низкие содержания Rb – 3-11, Sr – 160-240, Ba – 130, Y – 20-29. Сумма РЗЭ - 34,1, La/Yb – 1,63, Ce/Yb – 4,4, на графике распределения РЗЭ плагиограниты образуют почти горизонтальную линию. Первичные отношения изотопов стронция – 0,7031 – на уровне мантийных меток. На полулогарифмической диаграмме соотношений SiO₂ и K₂O исследуемые плагиограниты попадают в поле океанических плагиогранитов. Все вышеуказанное позволяет отнести плагиограниты Джида-Цакирского междуречья к гранитам толеитового ряда раннеостроводужных или офиолитовых зон.

 

Позднепалеозойский БИЧУРСКИЙ КОМПЛЕКС

 

Комплекс представлен высококалиевыми сиенитами и гранитами щелочно-полевошпатового облика, слагающими полифациальные массивы, пространственно связанные со среднекаменноугольно-нижнепермскими вулканитами гунзанской серии.

Образования бичурского комплекса рсчленены следующим образом (первая фаза – гипабиссальные субщелочные габброиды – на территории не проявлена):

Вторая фаза:

- крупнозернистые кварцевые монцониты и щелочно-полевошпатовые сиениты абиссальной фации;

- среднезернистые порфировидные кварцевые сиениты гипабиссальной фации;

- щелочнополевошпатовые сиенит-порфиры краевой фации;

- порфировидные субщелочные граниты апикальной фации;

- мелкозернистые лейкограниты зоны закала.

Третья фаза:

- субщелочные щелочнополевошпатовые лейкограниты;

- дайки-сателлиты мелкозернистых лейкогранитов.

Дайковая серия – субщелочные диабазы и диабазовые порфириты.

 

Модонкульский массив (57 км²) сложен в основном породами второй фазы и немногочисленными дайками лейкогранитов третьей фазы и субщелочных диабазов.

Вертикальная и горизонтальная зональность массива хорошо проявлены в его центральной части между верховьями ручья Молохотого, Модонкуля и Бугуриктая, где он нормально контактирует на юго-западе с вулканитами Молохотинской ВП, а на северо-востоке с диоритами джидинского комплекса. Центральные и наиболее глубокие зоны массива обнажены в нижних частях склонов долины Модонкуля на абсолютных отметках 1300-1400 м и представлены крупнозернистыми, иногда неотчетливо гнейсовидными кварцевыми монцонитами и сиенитами абиссальной фации. Выше по рельефу (1400-1600 м) и одновременно ближе к краям массива они переходят в среднезернистые и мелко- среднезернистые порфировидные кварцевые сиениты гипабиссальной фации, которые слагают большую часть массива, представляя его главную фацию.

 

Юрский ГУДЖИРСКИЙ КОМПЛЕКС

 

К этому комплексу отнесена серия даек, наиболее изученных на Джидинском рудном поле. Распространены они, вероятно, значительно шире, но известны мало. Исследователями Джидинского рудного поля эти дайки относились к «производным Первомайской интрузии» и включались в заключительные фазы гуджирского комплекса.

В составе гуджирского дайкового комплекса выделены дайки (от ранних к поздним):

- биотитовых гранит-порфиров;

- биотит-полевошпатовых сиенит-порфиров;

- монцонитовых порфиритов;

- меланократовых микросиенитов и сиенит-порфиров («серых сиенитов»);

- аляскитовых микрогранитов и микрогранит-порфиров.

В региональном плане дайки образуют дайковый пояс северо-западного направления шириной 5-6 км, длиной около 22 км, проходящий через Джидинское рудное поле от р. Инкура (Джидинский) на северо-западе до р. Шара-Бильчира на юго-востоке (Джидинская рудная зона). Некоторые дайки встречаются и на продолжении зоны и в стороне от нее. Наивысшая плотность даек (до 50 даек на 1 кв.м, или 15% объема по оценке В. И. Игнатовича) зафиксирована на Джидинском рудном поле. Наибольшее распространение имеют дайки «серых сиенитов и сиенит-порфиров».

Глава 5. ТЕКТОНИКА

Данная территория принадлежит Центрально-Азиатскому складчатому поясу, расположенному между двумя крупнейшими континентами Земли: Сибирским и Северо-Китайским. Тектонические структуры сформировались в основном в раннем палеозое и затем подверглись тектоно-магматической активизации (ТМА) в позднем палеозое, мезозое и кайнозое. По совокупности осадочно-магматических формаций, их возрасту, стилю складчато-разрывных дислокаций в строении района выделяются следующие структурные этажи (структурно-формационные комплексы): протерозойский и раннепалеозойский, соответствующие конструктивному типу развития земной коры; позднепалеозойский, мезозойский и кайнозойский, сформированные в деструктивную (рифтогенно-континентальную) стадию ее развития.

Структурами ТМА палеозоид Джидинского геоблока являюются: позднепалеозойский Селенгино-Витимский вулкано-плутонический пояс – трансрегиональная структура, протянувшаяся от Западной Монголии до верховьев Олёкмы; мезозойские Темникский (Верхне-Джидинская депрессионная зона) и Илинга-Усутуйский рифты, входящие в Монголо-Охотскую рифтовую систему.

 

Раннепалеозойские структуры Джидинской структурно-фациальной зоны. Структуры раннего палеозоя, распространенные в Джидинском геоблоке, слагают следующий ряд геосинклинальных осадочных, вулканических и плутонических формаций:

- дунит-гарцбургитовая и пироксенит-габбровая;

- натриевых примитивных (однородных) базальтов;

- дифференцированная базальт-андезит-риолитовая и соответствующая ей плутоническая плагиогранит-диоритовая;

- граувакковая и туфовая;

- флишоидная.

Эти образования распространены в пределах Джидинского геоблока, в котором выделяются две крупных структуры, разделенные Джидинской зоной разломов:

- Джидинский синклинорий, заполненный вулканогенно-осадочными отложениями и расположенный к юго-западу от него;

- Купчинский антиклинорий (или плита), почти лишенный осадков и сложенный в основном плутоническими образованиями.

 

Джидинский синклинорий (ДС) - крупный (200х60 км) прогиб северо-западного направления, ограниченный глубинными разломами: Джидинским на юго-западе и Дархинтуйским на северо-востоке, которые отделяют его соответственно от Купчинской плиты и Хамардабанского геоблока. Структура ДС представляет собой набор тектонических пластин, разделенных зонами надвигов с приуроченным к ним тектоническим меланжем и телами ультрабазитов.

На данной территории синклинорий представлен двумя небольшими по площади юго-западными фрагментами: Джидинским (120 км²) и Тарбагатайским (100 км²) пакетами тектонических пластин (ПТП).

Джидинский ПТП расположен в верховьях Мыргеншено, Хасуртыя и Долон-Модона и состоит из (снизу) базальтовой, туфотурбиддитовой и флишоидной пластин, имеющих ширину выхода 1,5-3,5 км и протянувшихся в северо-западном направлении на 15 км в пределах территории работ. Падение пластин на северо-восток под углами 45-60⁰.

Строение Джидинского ПТП усложнено поздней, преимущественно, мезозойской сбросовой разрывной тектоникой, затушевывающей его первично покровно-надвиговый характер.

Тарбагатайский ПТП прослеживается в северо-западном направлении на 20 км от Малой Шара-Азарги до пади Сарлам при ширине 2-8 км он менее нарушен молодыми крутыми разломами, поэтому покровно-складчатое его строение более отчетливо. Границы тектонических пластин местами поддаются прослеживанию и в единичных случаях вскрыты канавами.

В строении Тарбагатайского ПТП выделяется зона интенсивных дислокаций, шириной 1-5 км, непосредственно примыкающая к Купчинской плите, и крупный блок флишоида, характеризующийся спокойным залеганием с моноклинальным падением пластов на северо-восток под углами 40-60⁰. Флишоидная толща отделена от зоны смятия протяженным крутым сбросом и не участвуют в строении мобильной части пакета.

 

Купчинский антиклинорий (КА) представляет выведенные в эрозионный срез глубокие гранитизированные части земной коры, которые можно рассмотреть как крупнейший полиформационный мегаплутон зонального строения. Его восточная часть, располагающаяся на исследованной территории, сложена в основном диоритами-плагиогранитами джидинского комплекса, образующими раннюю, натровую, зону вдоль Джидинского структурного шва. По удалении от шва натровая зона сменяется калиевой, представленной автохтонными гнейсовидными порфиробластическими гранитами и сиенитами хамардабанского комплекса, сформировавшимися в результате метасоматической гранитизации диоритов и плагиогранитов.

 

Айнек-Модонкульская вулкано-плутоническая стурктура (АМВПС) является главнейшим структурным элементом позднепалеозойского структурного этажа. Ее геоморфологическим выражением является Джидинский хребет, вдоль которого она вытянута в северо-западном направлении на 48 км при ширине до 8 км. С юго-запада она ограничена территорией Монголии, а на юго-востоке уходит за пределы данной территории. АМВПС приурочена к северному обрамлению Желтуринского вулканогенного прогиба, выделяемому им на территории России и Монголии. Она наложена на структуры среднекембрийско-ордовикского структурного этажа Джидинского геолблока, резко дискордантна по отношению к ним и отделена от них крупными тектоническими нарушениями северо-западного направления: Гинджегенским разломом и Молохотинско-Уленгинской системой разломов.

Плутоническая составляющая АМВПС представлена одноименным плутоном бичурского комплекса, площадью около 120 км², состоящим из двух массивов: Айнекского и Модонкульского, разделенных выступом границы Монголии. Плутон имеет межформационный характер и представляет собой тело уплощенной формы, имевшее своей кровлей вулканогенные образования позднепалеозойского структурного этажа, а основанием – структуры раннепалеозойского этажа.

Усть-Айнекская вулкано-плутоническая структура (УАВПС) расположена на склонах долины Джиды между ее притоками Шара-Азаргой и Айнеком в 6-18 км к северу от АМВПС среди диоритов джидинского комплекса. Приурочена к юго-западному флангу Дархинтуйского поднятия Джидинского прогиба и занимает поперечное положение по отношению к структурам раннепалеозойского этажа.

 

Мезозойский структурный этаж. Структуры этого этажа образованы покровными и субвулканическими фациями ранне-среднеюрской шошонит-латитовой формации (ичетуйская серия) и терригенными отложениями нижнемеловой молассовой формации (санангинская свита), выполняющими впадины, приуроченные к субширотным спрединговым зонам, принадлежащим Монголо-Охотской рифтовой системе. Мезозойский шошонит-латитовый магматизм в форме субвулканических тел и даек ичетуйского субвулканического и гуджирского дайкового комплексов распространен также вне впадин, концентрируясь в синхронно развивающихся разрывных структурах. На территории расположены две зоны мезозойского рифтогенеза, выделенные как Темникский и Илинга-Усутуйский рифты.

 

Кайнозойский структурный этаж. Кайнозойские структуры образованы континентальными вулканогенными и осадочными формациями, представленными продуктами вулканизма, связанного с Байкальской рифтовой системой, а также отложениями аллювиального, пролювиального, делювиального и элювиального генезиса, образовавшимися в результате разрушения развивающегося рельефа.

 

РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ

 

Данная территория характеризуется высокой напряженностью разновозрастной разрывной тектоники. Среди широко проявленных разрывов различной морфо-кинематической характеристики наиболее ярко выделяются две группы, соответствующие двум основным этапам тектонического развития региона: 1) соскладчатые раннепалеозойские (ордовикско-девонские) разрывные нарушения, в основном северно-западного направления, проявленные в условиях сжатия и представленные надвигами, сопровождающимися меланжем, зонами смятия, рассланцевания и телами ультрабазитов; 2) разломы поздне-палеозойско-кайнозойской ТМА территории, формировавшиеся в геодинамической обстановке внутриконтинентального рифтогенеза, представленные преимущественно крутопадающими и вертикальными сбросами субширотного и северо-восточного направления и сопровождающиеся брекчированием, катаклазом, повышенной трещиноватостью пород, характерными для условий расширения.

ДЖИДИНСКАЯ ЗОНА РАЗЛОМОВ северо-западного направления является основной системой соскладчатых разрывов в Джидинской структурно-фацильной зоне. Зона служит стурктурным швом между Купчинской плитой с юго-запада и Джидинский прогибом с северо-востока. Ее длина в пределах территории более 70 км, ширина 3 км.

Для этапа раннего шарьирования характерны круто наклоненные на северо-восток разломы и зоны смятия, сопровождающиеся меланжем и телами ультрабазитов и концентрирующиеся на границе пластин: с одной стороны, базальтовой толщи (примитивных базальтов), с другой стороны, образований островных дуг: риолит-андезитовой и туфотурбидитовой толщ. Пологие надвиги позднего шарьирования приводят к образованию покровов и синформ, сложенных пластинами риолит-андезитовой, туфотурбидитовой толщ, хурликской свиты и интрузивных пород джидинского комплекса. Завершают становление ДЗР крутые сбросы и взбросы преимущественно мезозойского возраста, совпадающие с ее направлением, а также поперечные по отношению к ней.