Геологическое строение Анюйского района

Размещено на http://www.allbest.ru

Размещено на http://www.allbest.ru

Геологическое строение Анюйского района

Серкина Г.С.

Введение

Анюйская площадь (Рис. 1) расположен на водоразделе р.Анюй.. Участок находится на территории Нанайского района Хабаровского края, в 70 км к СВ от районногоцентра п. Арсеньево[1].

Нанайский район граничит с Хабаровским, Амурским, Комсомольским, Ванинским, Советско-Гаванским и имени Лазо районами Хабаровского края, а также -- с Приморским краем. Удалённость от краевого центра -- 200 км.

Район расположен в центральной части Хабаровского края на Средне-Амурской низменности, ограниченной Сихотэ-Алинем и хребтами левобережья реки Амур. Площадь территории района -- 27800 кмІ.

Рисунок 1 - Обзорная карта района работ

1. Физико-географический очерк

Рельеф

Преобладающий тип рельефа - альпинотипный, характеризуется сочетанием интенсивно расчленённых участков, с крутизной склонов 30-400 и вертикальными скальными обнажениями. Максимальная высотная отметка хребта на площади - Тардоки-Яни 2090 м, относительные превышения над долинами рек достигают 1400 м (Рис. 2) [1].

Рисунок 2 - Рельеф района работ

Несмотря на сильную расчлененность рельефа, обнаженность района весьма слабая. Мощность рыхлых склоновых отложений колеблется от 2,0 до 5,0 м, достигая 10 м. Проходимость набольшей части площади очень плохая. Древесная растительность представлена зарослями кедрового стланника и лиственницей, произрастающих в основном по долинам водотоков, а также в нижних частях склонов. Залесённость - 70 %[1].

Климат района обладает резко выраженным муссонным характером. Летом воздушные массы перемещаются со стороны моря и приносят с собой туманы и дожди. В зимнее время охлажденные массы континентального воздуха, двигаясь в стороны моря, обуславливают сухую и морозную погоду. Летом температура поднимается до 40є С, зимой опускается до -35-40є С. Среднегодовое количество осадков составляет 600-800 мм, причем максимальное (до 400 мм) приходится на июль-август. Среднегодовая температура отрицательная, что является причиной наличия островной многолетней мерзлоты, сохраняющейся на глубине 1,0-1,5 м[1].

Основными водными артериями являются р. Анюй и её притоки руч. Рогатый и Глубокий, дренирующие площадь. Анюй - типичная горная река с крутыми уклонами, валунистыми руслами с порогами и перекатами. Транспортная сеть в пределах площади развита слабо[1].

2. Геологическое строение участка

Геологическая изученность

С 1968 по 1975 г. на 2204 км2 площади листа в бассейнах р.Тормасу и верхних течений рек Хор, Поди проведены геологосъемочные и поисковые работы масштаба 1:50000 под руководством В.А. Исполинова , Л.Н. Серебрякова и В.А. Дымовича. В результате работ получены новые данные по стратиграфии и магматизму района, практически полностью изменившие представления о его геологическом строении. Находки ископаемой фауны позволили обосновать верхнетриасовый, юрский возраст осадочных отложений. Получена обширная информация о геохимических особенностях интрузивных пород, о характере металлогенической специализации разновозрастных магматических комплексов и закономерностях размещения рудопроявлений. В пределах выявления шлиховых и литохимических ореолов олова, вольфрама, золота и других металлов проведены поисковые работы с помощью поверхностных горных выработок на многочисленных рудопроявлениях. Окончательная оценка большинства из этих рудопроявлений требует изучения их на глубину[2].

В 1970-1971 гг. под руководством С.В. Головко осуществлена вертолетная пятиканальная аэрогеофизическая съемка масштаба 1:50000 в верховьях р.Тормасу.

В I97I-I972 гг. юго-восточная часть исследуемой территории под руководством Э.А. Рейнлибом была охвачена гравиметрической съемкой масштаба 1:200000. Этими работами установлен характер распространения на глубине ряда магматических тел и подтверждены некоторые крупные разрывные структуры. Вопросам стратиграфии, магматизма, тектоники, истории геологического развития, металлогении и геоморфологии Северного Сихотэ-Алиня посвящены работы А.И. Савченко, Э.П. Изоха, Г.С. Ганешина, Е.Б. Бельтенева, И.А.Плотникова, Е.П. Брудницкой и Л.Д. Третьяковой.

В 1977-1978 гг. на территории, не покрытой крупномасштабной съемкой, В.А. Дымовичем с целью подготовки листа к изданию проведено геологическое доизучение масштаба 1:200000. Впервые в районе на основании находок органических остатков выделены верхнепермские отложения, выявлено перспективное рудопроявление золота (участок Болотистый), на котором с 1980 г. ведутся детальные поисковые работы.

Спектральные, химические, пробирные, палеонтологические анализы, определения радиологического возраста пород производились в Центральной лаборатории ПРО "Дальгеология". Фаунистические остатки определялись ЕЛ. Брудницкой, Б.Б. Назаровым, Т.В. Романчук, Л.Б. Тихомировой, JI.Д. Третьяковой, флора - М.М. Кошман[2].

Стратиграфические образования занимают более 90% исследуемой площади и представлены вулканогенными, вулканогенно-осадочными и осадочными отложениями верхней перми, мезозоя и кайнозоя[1].

1. Палеозойская эратема (PZ)

Пермская система (Р)

Верхний отдел (Р2)

2. Мезозойская эратема (MZ)

Триасовая система (T)

Верхний отдел ( Т3 )

Тормасинская толща ( Т3 tr )

Верхний отдел триасовый - нижний отдел юрской системы (T3+J1)

Подинская толща (T3+J1 pd )

Верхний отдел триасовой системы - юрская система (T3+J)

Джаурская свита (T3- J dћ )

Нижнеджаурская подсвита ( T3- J dћ1)

Верхнеджаурская подсвита (Т3-J dћ2)

Верхний отдел юрской системы - нижний отдел меловой системы (J3-К1).

Меловая система (K)

Нижний отдел (K1)

Валанжинский ярус (K1 v)

Верхний отдел (К2)

Сенонский ярус (К2 sn)

3. Кайнозойская эратема (KZ)

Четвертичная система (Q)

Среднее звено (QII)

Верхнее и современное звенья (QIII+IV)

Современное звено (QIV)

Палеозойская эратема (PZ)

Пермская система (Р)

Верхний отдел (Р2)

Верхний отдел поздней перми в основном сложен подводно-оползневыми брекчиями, алевролитами, часто туфоалевролиты, песчаники полимиктовые, туфопесчаники, туффиты псаммито - алевритовые, псаммитовые; породы кремнистые, кремнисто-глинистые, диабазы, их туфы, редко аргиллиты, гравелиты, известняки расположены в зоне Кадади-Подинского разлома (бассейн верхнего течения р.Поди). Основной фон отложений составляют брекчии на алевролитовом цементе, переходящие по простиранию в алевролиты и туфоалевролиты.

Последние широко наблюдаются на левом борту р.Поди. Песчаники слагают довольно частые, но непротяженные пласты и линзы среди брекчий и алевролитов. Единичные линзы песчаников встречаются на левом борту р.Поди среди кремнистоглинистых пород. Мощность отложений 1000-1100 м[5].

Мезозойская эратема (MZ)

Триасовая система (T)

Верхний отдел ( Т3 )

Тормасинская толща ( Т3 tr )

Эти отложения пользуются наибольшим распространением. По литологическому составу разделяются на три пачки. На исследуемой территории наблюдается выходы верхней пачки (T3 trі)[5].

Верхняя пачка (T3 trі)

Наибольшим распространением образований верхней пачки наблюдаются в бассейне р.Анюй и междуречье Поди-Талюке. В сложении пачки принимают участие алевролиты, туфоалевролиты, подводно-оползневые брекчии, редко кремнистые, кремнисто-глинистые породы, песчаники полимиктовые, туфопесчаники, пластовые тела спилитов, диабазов, их туфов. Основной объем пачки составляют алевролиты и брекчии на алевритовом цементе. Количество обломочного материала варьирует от единичных до 60-70% объема породы. Наибольшее распространение брекчии имеют в бассейне р. Талюке. Порядка 10% объема пачки составляют кремнистые породы, которые слагают как отдельные маломощные линзы, так и протягивающиеся до 7-8 км горизонты мощностью от 15-20 м до 120 и более метров. Наибольшая мощность пачки определена в 800-950 м.

Возраст тормасинской толщи определен как верхненорийский на основании многочисленным находок: Monotis cf. Ochotica (определение Е.П. Брудницкой)[1].

Верхний отдел триасовый - нижний отдел юрской системы (T3+J1)

Подинская толща (T3+J1 pd )

На исследуемой территории подинская толща распространена она по бортам р. Талюке и на левобережье среднего течения р.Поди. Сложена ( снизу-вверх по разрезу) различными по зернистости полимиктовыми песчаниками, алевролитами, линзами и невыдержанными пластами подводно-оползневых брекчий, гравелитов, кремнистых пород, диабазов и кремнистыми, кремнисто-глинистыми породами, алевролитами, подводно- оползневыми брекчиями, редко песчаниками, гравелитами. Наибольшим распространением пользуются породы нижней пачки, причем диабазы встречаются крайне редко. Мощность толщи от 1600 до 1800 м [5].

Верхний отдел триасовой системы - юрская система (T3+J)

Джаурская свита (T3- J dћ)

Джаурская свита выделена по р. Джаур, левый приток р. Гур, бассейн р. Амур, Дальний Восток, Н.Н. Воронцовым в 1958г [Стратиграфический… , 1979]. На исследуемой площади Джаурская свита по литологическому составу разделена на две подсвиты.

Нижнеджаурская подсвита (T3- J dћ1)

Занимает разрозненные участки площадью от 0,5 до 30 кмІ в верхнем течении рек Хор и Поди. В строении свиты принимают участие кремнистые, реже кремнисто-глинистые породы, линзы и редкие пласты алевролитов, песчаников, спилитов, диабазов, их туфов и известняков. Основные эффузивы наиболее распространены в бассейне р. Поди, редко встречаются на правом борту р. Хор. Известняки в виде линз мощностью до 30 м и протяженностью до 200-250 м обнажаются на правом борту р. Хор и в истоках р.Поди.

Мощность подсвиты в междуречье Анюй-Хор составляет более 1000 м[5].

Верхнеджаурская подсвита (Т3-J dћ2)

Пользуется значительно меньшим распространением и встречается на правобережье р.Хор и в истоках р. Поди. Подсвита сложена кремнисто-глинистыми, редко кремнистыми породами с одиночными линзами алевролитов, песчаников, спилитов, диабазов и их туфов. Она фациально более устойчива с преобладанием в разрезе кремнисто-глинистых пород. Кремнистые породы в виде пластов мощностью до 15 м встречаются редко на правобережье р. Поди перемежаясь с единичными линзами алевролитов с тонкими (десятки сантиметров) прослоями полимиктовых песчаников. Максимальная мощность подсвиты достигает 350 м.

Поздне триасовый возраст подтверждается находками радиолярий в средней части свиты, а верхняя часть по аналогичному литологическому составу сопоставляется с киселевской свитой соседней территории возраст которой определяется как юрский по двустворкам и радиоляриям [7].

Верхний отдел юрской системы - нижний отдел меловой системы (J3-К1).

Отложения этого возраста наблюдаются на водораздельных пространствах рек Поди, Анюй и Хор и представлены алевролитами, песчаниками полимиктовыми, редко туфопесчаниками, ритмично переслаивающимися алевролитами и песчаниками с линзами гравелитов, кремнистых и кремнисто-глинистых пород, спилитов, диабазов, их туфов, известняков. Вулканогенные породы встречаются в основном на правобережье р. Хор. Известняки редко встречаются вблизи северо-западной границы площади в виде маломощных, от десятков сантиметров до первых метров, линз, протяженностью не более 20-30 м. Мощность отложений составляет более 900 м[7].

Меловая система (K)

Нижний отдел (K1)

Валанжинский ярус (K1 v)

На исследуемой территории валанжинский ярус наблюдается в бассейнах рек Хор и Поди в виде изолированных участков площадью в несколько квадратных километров. Сложен ярус песчаниками, редко алевролитами, линзами гравелитов, седиментационных брекчий, конгломератов, туфов андезитов. Залегает он на отложениях различного возраста. В основании его часто отмечаются грубообломочные породы. В составе обломков преобладают породы характерные для подстилающих толщ. Мощность валанжинского яруса 350-400 м.

Верхний отдел (K2)

Сенонский ярус (К2 sn)

На исследуемой площади данные отложения распространены в Ю-В части и представлены вулканогенно-осадочными породами андезит-дацитового, андезитового состав. Мощность отложений достигает 500м.

Кайнозойская эратема (KZ)

Четвертичная система (Q)

Среднее звено (QII)

Среднее звено сохранилось в долинах рек Анюй, Тормасу и Сооли, где оно представлено аллювиальными галечниками с валунами, супесью и линзами суглинков, слагающими аккумулятивный чехол второй надпойменной террасы высотой 15-35 м. Мощность отложений в редких случаях достигает 20-25 м. В долине р.Тормасу в них обнаружен комплекс спор и пыльцы, который отражает растительность хвойно-широколиственного леса. Присутствие таких растений как Fhellodendron, Hainania, Carplnus, Quepaus dentata, Betula oldostpensis позволяет сопоставить его с аналогичным комплексом из отложений, содержащих кости Blephas trogontherii среднечетвертичного возраста[7].

Верхнее и современное звенья (QIII+IV)

Верхнее и современное звенья слагают предгорные делювиально-пролювиальные шлейфы по бортам долин рек Тормасу, Поди, Хор, образованные щебнями с отломниками и дресвой, супесями, суглинками. Мощность шлейфов достигает 10-15 м. Формирование шлейфов началось в позднечетвертичное время, о чем свидетельствует налегание их на поверхности среднечетвертичных и позднечетвертичных террас, и продолжается в настоящее время, поэтому их возраст принимается позднечетвертичным и современным.

Современное звено (QIV)

Современное звено - это отложения низкой, высокой пойм и русел водотоков, в составе которых преобладают галечники с валунами и гравием, валунники, а в старичных фациях низкой поймы отмечаются пески, супеси и илы. В крупных реках окатанность обломочного материала хорошая, а в истоках галечники сменяются щебнем и глыбами, поступающими со склонов. Мощность современного аллювия непостоянна и достигает в некоторых местах 15-20 м.

На отдельных же участках реки протекают практически по коренным породам» В отложениях поймы повсеместно содержатся спорово-пыльцевые комплексы, близкие к современным. Русловые фации формируются и в настоящее время.

Четвертичные рыхлые образования представлены также элювиальными, делювиальными и элювиально-делювиальными щебнисто-глыбовыми отложениями с суглинковым заполнителем, почти сплошным чехлом порывающими склоны и водоразделы.

Мощность их изменяется от 0,2-0,5 м - на водоразделах до 3-4 м.

Интрузивный магматизм

На изучаемой территории широко развит интрузивный магматизм, который представлен:

1. юрскими - раннемеловымиинтрузиями,

2. раннемеловымиинтрузиями,

3. позднемеловыми интрузиями,

4. палеоценовыми интрузиями [4]

Юрские - раннемеловые интрузии (вJ+К1)

На изучаемой территории юрско - раннемеловой магматизм (вJ+К1) приурочен в основном к зонам разрывных нарушения С-В направления расположенным в Ю-В части исследуемой площади, представлен субвулканическими диабазами, диабазовыми порфиритами, дайками и силами основного состава. Ширина их варьируется от 1-3 до 40-50 метров, а длина от нескольких до первых сотен метров. Контакт даек с вмещающими породами обычно плотно спаян. Вмещающие породы вблизи контактов слабо огоровикованые, осветлены, в то время как структура и окраска диабазов практически не изменяются[8].

Диабазы представляют собой темно-серые, темно-зеленовато-серые средне-, мелкозернистые массивные породы. Состоят они преимущественно из плагиоклаза (60-65%) и пироксена (35-40%), небольшое количество минерала (титаномагнетита), сфена, апатита и вторичных минералов встречающихся в виде отдельных мелких зерен.

Раннемеловые интрузии (у1К1)

Ими сложен «Тардоки-Янинский массив», представляет собой батолитообразную интрузию. Сложенный гранитами, гранодиоритами биотитового средне- и крупнозернистого состава (у1К1). Его контакты полого (20-40°) погружаются в сторону вмещающих отложений, которые ороговикованы на расстояние до 2 км от контактов. Общее куполообразное строение массива подчеркивается концентрической ориентировкой трещин отдельности и конфигурацией приуроченной к нему отрицательной аномалии силы тяжести. Штоки, судя по поведению границ в рельефе и ореолам контактового метаморфизма, имеют более крутые падения контактов. Контакты трещинных интрузий в большинстве случаев тектонические. Изученные в горных выработках контакты этих интрузий круто (70-05°) падают на северозапад.

В Тардоки-Янинском массиве характерно повсеместное присутствие ксенолитов роговиков, кристаллических сланцев, гнейсов, кварцитов и молочно-белого кварца. В трещинных интрузиях на контактах с габбро отмечаются ксенолиты последних. Граниты и гранодиориты имеют качественно идентичный минеральный состав и гипидиоморфнозернистую структуру. Состоят из плагиоклаза (алигоклаз - андезин, 30-40%), калиевого полевого шпата (20-30%) с пертитами, кварца (20-35%) и биотита (5-25%). Акцессорные минералы - циркон, апатит, монацит, ильменит, иногда ортит, турмалин.

Характерно присутствие граната и кордиерита. От других гранитов района породы резко отличаются перенасыщенностью глиноземом[8].

Позднемеловые интрузии

На данной площади позднемеловые интрузии представлены тремя комплексами: горный диабаза древесный пироксен

1. субвулканические адезито-дациты;

2. дайки диоритов, кварцевых диоритов;

3. гранодиориты,

4. редко граниты[4].

Субвулканическими андезит-дацитовыми комплекс (µбК2) сложен, конгломератами, песчаниками, туфитами, туфами, андезитами и дацитами. Автобрекчии андезитов слагают жерловины (от 0,02 до 0,1 км ) на левобережье р.Тормасу. Это породы, состоящие из угловатых и слабо оплавленных обломков (40-50%) андезитов размером 0,5-5 см, сцементированных лавой того же состава. Дайки андезитов установлены на водоразделе Анюй - Тормасу. На изучаемой территории проявлены в Ю-В части, мощность от первых метров до 50 м и протяженность 400-600 м.

Диорит, кварцево диоритовый комплекс (DК2), распространены в виде мелких и штокообразных и трещинных тел.

Диориты и кварцевые диориты слагают небольшие штокообразные интрузии (площадью 0,3-0,8 км2) на левобережье р.Поди. Прорывая габбро предшествующей фазы, диоритовые порфириты, в эндоконтакте имеют зону закалки шириной 1-1,5 см.

Габбро же в экзоконтакте осветлены, эпидотизированы и сульфидизированы. Аналогичные изменения габбро наблюдаются и на контакте с диоритами.

Диориты представляют собой темно-серые среднезернистые породы с гипидиоморфно-зернистой или призматически-зернистой структурой. Состоят они из зонального плагиоклаза (андезин 55%), темноцветных минералов (30-35%), представленных чаще всего роговой обманкой и биотитом, реже пироксеном и биотитом, калиевым полевым шпатом (5-10%) и кварцем (5-7%).

Гранодиорит, редко гранитный комплекс (уDК2) слагает Тормасинский массив (13 км2) и три небольших интрузии (2-3 км2) в верховьях рек Томчи и Анюй. Тормасинский массив отчетливо фиксируется по аномальным значениям магнитного поля и имеет крутопадающий восточный и более пологий западный контакты, погружающиеся на северозапад. Судя по положению границ, в рельефе, тело имеет крутопадающие контакты с вмещающими отложениями и прорывающими его палеоценовыми гранитами. Интрузии имеют изометричную или удлиненную в субмеридиональном направлении форму и представляют собой штоки с крутыми периклинальными падениями контактов.

Гранодиориты имеют гипидиоморфно-зернистую структуру и состоят из плагиоклаза (олигоклаз-андезин, 50-55%), калиевого полевого шпата (5-20%), кварца (15-20%), биотита (6-12%), бледно-зеленой роговой обманки (5-10%). Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, ортитом, монацитом, сфеном, магнетитом, ильменитом. Граниты отличаются большим содержанием кварца (25-30%), калиевого полевого шпата (30-4056) и меньшим - плагиоклаза (20- 25%) и темноцветных минералов (до 10%). В гранодиоритпорфирах, при идентичном составе с гранодиоритами, вкрапленники размером 1-7 мм составляют 10-20% (иногда до 45%), а основная масса обладает микропризматическизернистой или сферолитовой структурой. По результатам химического анализа гранодиориты близки к среднему гранодиориту, отличаясь иногда повышенным содержанием щелочей и кремнезема[8].

Палеоценовая интрузия (у1С1)

Граниты биотитовые порфировидные среднезернистые (у1С1)

На исследуемой территории в Ю-В части выделятся шесть сближенных интрузий на левобережье среднего течения р.Анюй располагаются в пределах единого широкого ореола контактово-метаморфизованных пород, имеют пологие (5-20 ) периклинальные падения контактов и, судя по всему, образуют на глубине единый массив площадью до 70 км . В верхнем течении р.Анюй интрузия гранитов представляет собой штокообразное тело с крутыми (50-60°) северными и более пологими (до 40°) западными и юго-западными контактами.

Прорывая осадочные породы, граниты метаморфизуют их на ширину до 2 км. Андезиты на контакте превращены в биотит-кварц-плагиоклазовые роговики, а гранодиориты позденего мела содержат ветвящиеся прожилки гранитов. В свою очередь граниты сами прорваны мелкозернистыми гранитами последующей фазы[8].

Сложены интрузии однообразными по составу биотитовыми гранитами, имеющими более отчетливо выраженную порфировую гранитовую структуру в кровле массивов, переходя иногда в узкой эндоконтактовой зоне в типичные гранит-порфиры. Состоят они из олигоклаза (20-35%), микропертитового калиевого полевого шпата(40-45%), кварца (3040%), темно-коричневого биотита (1-3%, редко до 7%) и изредка единичных кристаллов роговой обманки. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом, ортитом, монацитом, редко фергюсонитом, ксенотимом, торитом, касситеритом, характерными только для палеоценовых гранитов[8].

В структуре складчатой области Сихотэ-Алиня с запада на восток выделяются пять основных тектонических зон:

1. Хингано-Буреинский антиклинорий,

2. Западно-СихотэАлинский синклинорий,

3. Главный Сихотэ-Алинский антиклинорий,

4. Восточно-СихотэАлинский синклинорий,

5. Прибрежный антиклинорий [3] (рис. 3).

Рисунок 3. Обзорно-геологическая карта

По данным геолого-структурного районирования данная площадь исследований находится на стыке двух крупнейших структур: Восточно-Сихотэ-Алинского синклинория и Главного Сихотэ-Алинского антиклинория, приурочена к Центрально-Сихотэ-Алинской структурно-формационной зоне. В ее пределах выделяются две подзоны: ХорскоТормасинская (левобережье р.Поди) и Анюйская (остальная территория). Основное отличие Хорско-Тормасинской подзоны от восточной заключается в наличии в ней подводнооползневых брекчий (рис. 4).



Рисунок 4. Тектоническая карта района

Описание тектоническая схема района

а) 1-структурно-формационные зоны: I - Западно-Сихотэ-Алинская вулканогенная зона, II - Западно-Сихотэ-Алинский синклинорий, III - Центрально-Сихотэ-Алинский антиклинорий, IV -

Восточно-Сихотэ-Алинский синклинорий;

б) 2 - Анюйский выступ фундамента; 3 - нижний структурный ярус позднепалеозойского - мезозойского структурного этажа; 4 - верхний структурный ярус позднепалеозойского - мезозойского структурного этажа; 5 - мезозой-кайнозойский структурный этаж; 6 - кайнозойский структурный этаж;

в) 7 - позднетриасовые интрузии; 8 - раннемеловые интрузии; 9 - позднемеловые, палеоценовые и интрузии;

г) 10-оси антиклиналей: 1 - Томчи-Манийской, 2 - Соолийской, 3- Междугорной, 4 - Кададинской, 5 - Хорской, 6 - Хор-Сагды-Биасинской;

д) 11 - оси синклиналей: 1 - Тухалинской, 2 - Джокемийской, 3 - Яро-Джокемийской, 4 - Томчи-Яронской, 5 - Сооли-Анюйской, 6 - Талгокинской, 7 - Сооли-Подинской, 8 - Подинской, 9 - Кадади-Подинской, 10 - Верхнеанюйской;

е) 12 - главнейшие зоны разломов: 1 - Центральный Сихотэ-Алинский шов, 2 - Кадади-Подияская зона разломов;

ж) 13 - прочие зоны разломов: 3 - Тормасу-Манийская, 4- Сооли-Яронская, 5 - Томчи-Анюйская, 6 - Сооли-Талюкинская;

ж) 14 - основные интрузивные массивы: А - Богбасинский, Б - Тухалинский, В - Быстринский, Г - Тормасинский, Д - Тардоки-Янинский.

Основу геологического строения Сихотэ-Алинской складчатой области составляют три главных стратиграфо-тектонических комплекса: 1) протерозойско-кембрийский комплекс основания, 2) среднепалеозойско-меловой (досенонский) комплекс и 3) сенонскокайнозойский [5].

Отложения, слагающие участок Анюйский, относятся к главному комплексу, отвечающему подвижному режиму развития. В разрезе стратифицированных отложений выделяются три структурных этажа, отделенных друг от друга поверхностями региональных несогласий.

Нижний структурный этаж включает образования верхнепермской системы, сложенной интенсивно дислоцированным морскими образованиями, мощность (1000-1100м).

Отложения нижнего структурного этажа не пользуются широким распространением.

Они образуют горсто-грабеновый выступ северо-восточного простирания, в северозападной части изучаемой площади. Выход пород ограничивается зонами надвигов, и разбиты разломами юго-восточного и северо-западного простирания.

Все породы тектонизированы. Это выражается в повсеместном брекчировании. Первичная структура пород была нарушена в конседиментационном состоянии, на что указывают наличие подводно-оползневых текстур.

Средний структурный этаж включает образования верхнего триаса - нижнего мела (T3-K1). Вследствие нерасчлененности триасовых и юрских отложений, затруднительно говорить о перерывах в осадконакоплении. Однако судя по отсутствию значительных отличий (приблизительно общий литологический состав, степень дислоцированности пород) в стратифицированных отложениях, можно судить об одинаковых палеогеографических и тектонических обстановках осадконакопления. Это дает определенное основание выделить их в один структурный этаж и этап развития.

Данные отложения распространены повсеместно. Более древние верхнетриасовые нижнеюрские приурочены к разрывным нарушениям, образуя местами отдельные тектонические блоки среди более молодых юрско-меловых отложений [5].

Осадочные и вулканогенно-осадочные отложения дислоцированы в одном плане, они интенсивно смяты в складки и разбиты многочисленными разнонаправленными дайками. Характерно наличие опрокинутых структур.

Они также образуют линейно вытянутые прерывистые зоны северо-восточного простирания, и располагаются субпараллельно верхнепермским и верхнемеловым.

Верхний структурный этаж слагается позднемеловыми вулканическими образованиями, представленные адезит-дацитовыми и андезитовыми породами. Это говорит о высокой тектонической и вулканической активности данного региона, что также доказывается проявлением гранитоидного магматизма. В это время происходит формирования консолидированной земной коры в регионе.

Послемеловых образований на описываемом участке не обнаружено, за исключением проявления гранитоидного магматизма в палеоцене[5].

Разрывные нарушения широко проявлены на всей площади и многочисленны. Выделяются разломы преимущественно северо-восточного, северо-западного и субширотного направления. В северо-восточной части характерно проявление системы надвигов, что является причиной о высокой расчлененности рельефа.

Кроме крупных разрывов на площади широко развита мелкая трещиноватость, а также кливаж напластования (сланцеватость) и скольжения (приразломный кливаж).

Все крупные разрывы являются, по-видимому, рудоподводящими структурами. Известные оловянные рудопроявления размещаются в оперяющих их мелких разрывах или трещинах различного направления.

Исследуемая площадь разбита на ряд блоковых структур, северо-восточного простирания, совпадающих с общим простиранием пород [5] (рис.4)

Историю геологического развития района можно проследить отконца палеозоя до кайнозоя включительно, однаконекоторые события восстанавливаются и для эпохи формирования фундамента складчатой области.

Формирование фундамента, по-видимому, завершилось в раннем палеозое и сопровождалось метаморфизмом отложений додевонского возраста. Современное куполообразное строение Анюйского выступа связано с унаследованным развитием палеозойской структуры и в более позднее время.

В позднепермское время в условиях недифференцированного морского бассейна средних глубин, при интенсивной тектонической деятельности происходило накопление мощных алевритистых и, в меньшей мере, песчаных осадков. В более глубоководных условиях формировались кремнистые и кремнисто-глинистые илы. Осадконакопление сопровождалось вулканической деятельностью, выразившейся в основном в выбросах больших масс пеплового материала. В результате активной тектонической деятельности, сопровождавшейся землетрясениями, образовались мощные залежи подводно-оползневых брекчий.

К началу позднетриасового времени следует отнести заложение Центрального Сихотэ-Алинского шва и Кадади-Подинского разлома. В пределах этих зон верхнепермские отложения были выведены на поверхность в виде островных гряд.

В позднем триасе началось региональное прогибание территории. В результате дифференциации морского бассейна определились три структурно-фациальные зоны: Центрально-Сихотэ-Алинская, Восточно-Сихотэ-Алинская и Западно-Сихотэ-Алинская. Границами между ними послужили Центральный Сихотэ-Алинский и Кадади-Подинский разломы.

В Центрально-Сихотэ-Алинской формационной зоне в условиях глубоководного бассейна, происходило накопление кремнистых, кремнисто-глинистых, а затем алевритистых и песчанистых осадков. В начале позднего триаса произошла обширная трансгрессией моря, которая продолжалась до среднеюрского времени включительно.

На фоне общего погружения территории возникали отдельные поднятия, происходили расколы земной коры. В этот же период более интенсивно проявились подвижки по Центральному Сихотэ-Алинскому шву, возникли новые разрывы, в зонах которых формировались субвулканические интрузии диабазов. В поздней юре седиментация в ЦентральноСихотэ-Алинской зоне прекратилась, началась ее инверсия.

В отличие от центральной зоны в Восточно-Сихотэ-Алинской формационной зоне, начиная с позднего триаса, седиментация продолжалась до нижнего мела включительно.

Вплоть до поздней юры здесь существовал глубоководный слабо дифференцированный прогиб, осадконакопление в котором происходило в относительно спокойной тектонической обстановке.

В верхнетриасовое время территория испытала общее воздымание и до верхнего мела включительно, продолжалось накопление существенно алевритистых осадков.

В результате валанжинской (K1v) регрессии моря в образовавшихся узких прогибах формировались преимущественно песчанистые осадки.

В середине нижнего мела территория Восточно-Сихотэ-Алинской зоны испытала резкое поднятие, большая ее часть была выведена на поверхность и претерпела некоторые деформации.

Для Западно-Сихотэ-Алинской формационной зоны имеются данные, которые свидетельствуют о существовании здесь глубоководного морского бассейна в конце позднего триаса и в начале юры. В результате происходило накопление грубообломочных отложений, затем алевритовых и алевропелитовых осадков. Затем вновь произошли значительные подвижки по Центральному Сихотэ-Алинскому шву, активизировалась вулканическая деятельность, выразившаяся в излиянии лав среднего состава, извержении пеплового материала и формировании субвулканических интрузий. С валанжинского (K1v) века началось постепенное отступление морского бассейна, сопровождавшееся накоплением песчанистых отложений и сменившееся общим поднятием района.

Полная регрессия моря на всей территории наступила в послеваланжинское время в связи с готеривской (K1g) фазой складчатости. Это привело к смятию осадочных пород в линейные складки северо-восточного простирания, которые затем были разбиты многочисленными разрывами. Непосредственно в это время произошло формирование массивов габбро и высокоглиноземистых гранитов, с которыми связана в основном вольфрамовая минерализация.

В позднем мелу район вступил в орогенный этап развития, ознаменовавшийся излиянием лав среднего состава, а затем формированием довольно крупных интрузивных массивов (Тухалинский, Тормасинский) и мелких тел габбро, диоритов и гранодиоритов, что свидетельствует о сформировании консолидированной (зрелой) земной коры.

В датское время в зоне Центрального Сихотэ-Алинского разлома формировались грубообломочные отложения и продолжались извержения, что подтверждается вулканогенно-осадочными отложениями, представленные андезитами и их туфами.

В конце мелового периода завершилось формирование основных складчатых структур, обновились старые и возникли новые, в том числе широтные и северо-западные разрывы. Вновь произошли подвижки по Центральному Сихотэ-Алинскому разлому.

К концу палеогена возникшие горные сооружения были значительно пенепленизированы. В плиоцене произошла последняя вспышка вулканизма, которая привела к формированию обширных покровов базальтов. В это же время, очевидно, произошли и последние значительные подвижки по разломам. Последовавшее с плиоцена сводовое поднятие привело к резкому усилению эрозии, денудации и созданию современного рельефа.

Заключение

Целью реферата являлось изучение геологического строения участка Анюйский.

В результате анализа стратиграфии, интрузивного магматизма и тектоники, была прослежена история геологического развития района.

Геологическое строение данного района характеризуются наличием нескольких структурных этажей, многочисленных тектонических нарушений и массивов интрузивных пород.

Стратиграфическая расчлененность разреза исследуемого региона неполная. Большинство отложений не делятся на отделы, свиты и пачки.

На территории площади распространены осадочные и вулканогенные образования верхнепермского, верхнетриасово - юрского, верхнеюрского - мелового и четвертичного возраста. Все породы тектонизированы, это выражается в повсеместном рассланцевании, брекчировании и милонитизации.

Магматические образования участка представлены юрско-меловыми, раннемеловыми, позднемеловыми и палеоценовыми комплексами. На данной площади наибольшим распространением пользуется, позднемеловые интрузии представлены тремя комплексами: субвулканические адезито-дациты; дайки диоритов, кварцевых диоритов; гранодиориты, редко граниты.

По данным геолого-структурного районирования данная площадь исследований находится на стыке двух крупнейших структур: Восточно-Сихотэ-Алинского синклинория и Главного Сихотэ-Алинского антиклинория, приурочена к Центрально-Сихотэ-Алинской структурно-формационной зоне. В ее пределах выделяются две подзоны: ХорскоТормасинская (левобережье р. Поди) и Анюйская (остальная территория). Основное отличие Хорско-Тормасинской подзоны от восточной заключается в наличии в ней подводнооползневых брекчийю

В разрезе стратифицированных отложений выделяются три структурных этажа, отделенных друг от друга поверхностями региональных несогласий.

Отложения, слагающие участок Анюйский, относятся к главному комплексу, отвечающему активному режиму развития. Они образуют линейно вытянутые зоны северовосточного простирания и смяты в узкие крутые складки, отличающиеся друг от друга по степени дислоцированности. Верхнепермские отложения дислоцированы значительно сильнее, чем юрские, что свидетельствует о разных этапах развития и условий осадконакопления.

Глубинные разломы прослеживаются в субширотном, северо-восточном и северо-западном простирании.

Рассматриваемая территория имеет достаточно сложную историю геологического развития. Выделяются три основных этапа развития. Первый этап относится к позднему протерозою. Это подтверждается выходом на поверхность верхнепермской системы, сложенной интенсивно дислоцированным морскими образованиями. После перерыва в осадконакоплении (отсутствие образований нижнего и среднего триаса) наступил второй этап развития, включающий образования верхнего триаса - нижнего мела. Последний третий этап развития характеризуется активным режимом развития, начавшийся в верхнем меле и завершившийся в палеоцене. В конце мела район подвергается деформациям сжатия и поднятию, и приобретает свою антиклинорную структуру.

Далее район испытывает дальнейшее общее поднятие и переходит в платформенную стадию развития.

Список литературы

1. ЗАО «СФЕРА ДВ» за 2011 Хабаровск. Проект на проведение поисковых и оценочных работ на участках Анюйский в Нанайском районе Хабаровского края. Хабаровск, 2011. - 48 с.

2. Методика разведки золоторудных месторождений. М., ЦНИГРИ, 1991. - 210 с.

3. Милановский Е.Е. Геология России и ближнего зарубежья. М.: Изд-во МГУ, 1996. - 445 с.

4. Объяснительная записка к государственной геологической карте Российской Федерации масштаба 1:200 000. Серия, Сихотэ-Алинская. Лист М-53-ХХХ / В.А. Дымович - М., 1987. - 112 с.

5. Родыгин А.И. Геология России и сопредельных регионов. - Томск: Изд-во Том. Ун-та, 2006. - 379 с.

6. Положение о порядке проведения геологоразведочных работ по этапам и стадиям. МПР РФ, ВИЭМС. - М., 1999. - 144 с.

7. Стратиграфический словарь СССР. Триас, Юра, Мел. Л: Недра, 1979. - 592 с.

8. Красный Л.И. Геологическое строение СССР и закономерности размещения полезных ископаемых. Т.8. Восток СССР. Л: Недра, 1961.

Размещено на Allbest.ru