Государственная геологическая карта Российской Федерации

Графические и апографические пегматиты распространены повсеместно. Они образуют самостоятельные жилы, но чаще краевые зоны или неправильные по форме участки в пегматитовых телах. Обычный их минералогический состав: полевые шпаты, кварц, мусковит, биотит, гранат, берилл, новообразованные альбит, лепидолит. С апографическими пегматитами связаны рудопроявления берилла. Блоковые пегматиты обычно имеют крупно-гигантокристаллическую структуру.

Абсолютный возраст пород яблонового комплекса на сопредельной с запада площади, определенный калий-аргоновым методом, измеряется от 120 до 168 млн. лет, что соответствует средней юре - раннему мелу.

Позднеюрские интрузии

Бадинский комплекс андезит-риолитовый. Комплекс включает в себя субвулканические и экструзивно-жерловые образования связанные с бадинской свитой и имеет двухфазовое строение.

Первая фаза: трахиандезибазальты, дайки базальтов и трахиандезибазальтов. Чаще породы фазы встречаются в виде дайковых поясов, трассирующих крупные тектонические зоны северо-восточного простирания, ограничивающие Читино-Ингодинскую впадину. Мощность даек колеблется от сантиметров до десятков метров, протяженность достигает сотен метров.

Породы средне-основного состава темно-вишнёвые и зеленовато-серые, тёмно-лилово-серые. Текстура: миндалекаменная, массивная, флюидальная, порфировая. Структура: трахитоидная с элементами пилотакситовой. Вкрапленники, размером до 2 мм, представлены андезином, пироксеном, бурой роговой обманкой. Основная масса сложена тонковолокнистым агрегатом микролитов плагиоклаза и рудным веществом.

Вторая фаза: риолиты, трахириолиты, их туфы и туфобрекчии. Экструзивно-жерловые образования, площадью около 1 км², закартированы на правобережье п. Тунгука, в верховьях р. Ореховая; на правобережье р. Байча, восточнее р. Глубокий; на правобережье р. Гультеева и в верховьях р. Монетной. Дайки образуют линейные пояса северо-восточного и северо-западного простирания по левобережью р. Чита. Мощность даек от сантиметров до десятков метров.

Породы светло-серые, кремовые, массивные; флюидальные разности полосчатые. Структура вулканитов порфировая, реже афировая. Основная масса микрофельзитовая, криптопегматитовая, микропойкилитовая с элементами псевдосферолитовой.

Возраст пород комплекса определяется по залеганию их тел среди верхнеюрских отложений. Дайки цаган-хунтейского и бадинского комплексов очень сходны, поэтому их разделение производится с трудом, с использованием структурно-ореольного и геохимического принципов.

Гуджирский интрузивный комплекс гранитовый. На площади работ породы комплекса представлены Тукулайским массивом, расположенным в междуречье Гультеева-Тукулай, сложенным разнозернистыми лейкократовыми и мелкозернистыми аляскитовыми гранитами. Вмещающими породами являются гранитоиды бичурского и куналейского комплексов, вулканиты цаган-хунтейской свиты. Внутреннее строение массива неоднородное.

Лейкограниты это светло-серые среднезернистые породы гипидиоморфнозернистой гранитовой структуры. Состав: кварц, калишпат-пертит, альбит, альбит-олигоклаз, биотит. Мелкозернистые аляскитовые граниты серые, кремовые, красновато-серые мелкозернистые породы гипидиоморфной структуры.

Дайки лейкогранитов и гранит-порфиров представляют протяженные тела, мощностью от 0,2-1 м до 30 м, их количество резко возрастает в экзоконтактах массива.

В магнитном поле выходы массива отражаются отрицательными аномалиями до -300 нТл, в гравитационном поле - контрастным минимумом до -12 мГл. По данным геофизики мощность тела превышает 3 км.

По химическому составу породы комплекса представлены в основном умеренно щелочными лейкогранитами. Породы относятся к классу пересыщенных SiO₂ и группе богатых щелочами с преобладанием K₂O над Na₂O, несут низкие содержания окислов, идущих на постройку темноцветов.

Датировка гранитоидов гуджирского комплекса осложнена тем, что неизвестен характер их взаимоотношений со стратифицированными мезозойскими образованиями. Абсолютный возраст гранитоидов комплекса, определенный калий-аргоновым методом составляет 143-178 млн. лет, что соответствует средне-позднеюрскому возрасту. Гранитоиды гуджирского комплекса присутствуют в галечном материале меловых отложений.

Раннемеловые интрузии

Доронинский комплекс трахибазальтовый. К этому комплексу относятся дайки пироксеновых, нефелиновых трахибазальтов, располагающихся только в нижнем течении р.Жерейка. Дайки приурочены к северо-западному крылу Черновской мульды, сложенной отложениями верхнедоронинской свиты. Мощность даек - первые десятки метров, падение на юг и юго-восток под углом 5-10⁰.

Породы отличаются тёмно-серым до чёрного цветом, обусловленным насыщенностью гематитом и магнетитом, местами их количество настолько велико, что оказывает влияние на магнитную стрелку. Породы слабопорфировой гломеропорфировой, интерсертальной, или микролитовой структуры, с массивными, пятнистыми, атакситовыми или пузыристыми текстурами. Вкрапленники представлены щелочным пироксеном, нефелином, клинопироксеном и лабрадором, размером 0.1-0.7 мм. Основная масса состоит из эгирин-авгита, микролитов андезина и небольших скоплений табличек нефелина и санидина. Вулканическое стекло свежее, бурое. Акцессорные минералы: магнетит, гематит.

На АФС пологие дайки хорошо дешифрируются в районе Жерейской кольцевой структуры.

Дайки трахибазальтов прорывают верхнедоронинскую толщу, находятся в окатанном обломочном материале тигнинской свиты. На основании этого их возраст принят раннемеловым.

4. Тектоника

Район расположен в пределах Хилок-Витимской структурно-формационной зоны, в геофизических полях отражается Хилокским региональным гравитационным максимумом, в пределах которого мощность земной коры оценивается в 42 км. Тектоника территории предопределена становлением разновозрастных и разнотипных структур активизации, проявленных в морфологии геофизических полей. Окончательное оформление структур эрозионного среза произошло в позднемезозойское время. В целом это набор, «коллаж» реликтов структур всех этапов развития, затушеванных тектоническими процессами позднемезозойской стадии.

После формирования рифтогенных структур поздне-мезозойского этапа произошло их расчленение по разломам северо-западного простирания.

В пределах площади выделяются Яблоновый и Черский блоки, отличающиеся специфическим характером структур. В строении первого преобладают структуры линейно-линзовидной формы северо-восточного простирания: позднепалеозойские и раннемезозойские вулканоплутонические пояса, осложненные пологими разновозрастными зонами выдвиго-надвигового характера и меловыми впадинами.

Яблоновый блок выражается в гравитационном поле сложно построенной положительной аномалией северо-восточного простирания интенсивностью до 20 мГл, ограниченной зонами высоких градиентов, трассирующих главные глубинные разломы. Знакопеременное магнитное поле с ярко выраженными линейными элементами и амплитудой аномалий от -500 нТл до 1000 нТл подчеркивает надвиго-блоковое строение территории и трассирующие выходы массивов габбровой формации.

Черский блок отделяется от Яблонового Читино-Ингодинским главным разломом. Он отличается широким развитием магматических структур позднего палеозоя и раннего мезозоя изометрично-концентрического строения, хотя линейные вулканогенные структуры этого возраста также присутствуют в нем, но значительно уступают в масштабах.

В гравитационном поле Черский блок, проявлен линейной зоной положительных аномалий северо-восточного простирания интенсивностью от 2,0 мГл до 18 мГл и, в основном, положительным полем величиной до 1500 нТл. Над очаговыми структурами происходит смена магнитного поля на отрицательное.

Геологические образования территории объединяют четыре структурных этажа: каледонский, герцинский, раннемезозойский и поздне-мезозойский.

Каледонский структурный этаж играет роль фундамента. Каледонские структуры представлены образованиями моностойского и джидинского комплексов, габбровой и диорит-плагиогранит-гранитовой формаций. Они полностью преобразованы последующими этапами активизации. Габброиды образуют массивы-ксенолиты среди диоритоидов джидинского комплекса и являются, возможно, остатками каледонских офиолитовых поясов. В основном структуру этажа формируют породы джидинского комплекса. Они обнажаются на склонах Яблонового хребта в качестве блоков комплекса метаморфического ядра, сформировавшегося в позднемезозойский этап тектогенеза. Магнитное поле над выходами каледонского структурного этажа в Яблоновом блоке меняется в диапазоне от 500 нТл до 1500 нТл. Максимумы подчеркивают выходы ксенолитов габбро. Положительные аномалии гравитационного поля соответствуют диоритам комплекса основания, а максимумы (20 мГл) - габброидам. По имеющимся представлениям породы фундамента являются так называемым «диоритовым слоем», образовавшимся по базитовым породам. Мощность его по данным геофизики 10-12 км. Породы фундамента подвержены значительным преобразованиям: габброиды пропилитизированы, амфиболизированы, отмечается мигматизация, сопровождающаяся фельшпатизацией. Диориты и гранитоиды калишпатизированы. В зонах милонитизации породы диафторированы и смяты в складки растяжения с амплитудами первые десятки сантиметров, реже 1-1,5 м (р. Застепинский, Красный Мыс). В Черском блоке комплекс основания слагает выходы на северо-западных, реже на юго-восточных отрогах Черского хребта среди вулканоплутонических герцинских и мезозойских структур и имеет более кислый состав. Гравитационное поле в Черском блоке над породами фундамента несколько ниже: от 2 мГл до 18 мГл, что обусловлено составом слагающих его магматитов. В юго-восточных отрогах хребта, в бассейнах рек Никишиха и Кручина, в зонах динамометаморфических дислокаций северо-восточного простирания породы превращены в бластомилониты.

Герцинский структурный этаж объединяет два яруса: позднекарбоновый и позднепермский. Первый представлен ортинской

свитой, развитой за пределами изученного листа, и массивами хуртейского комплекса гранодиорит-гранитовой формации с автономным внутренним строением. Последние формируют вытянутые в северо-восточном направлении тела, контуры которых преобразованы более поздним тектоническим процессам. Первичные формы массивов утрачены. Результаты геофизического моделирования магматических структур хуртейского комплекса предполагают их плитообразные формы мощностью до 2-3 км. Они также подвержены динамометаморфическим воздействиям, но в значительно меньших масштабах, чем структуры нижнего этажа. Формирование массивов комплекса происходило, по-видимому, в верхней части коры при субдукционных процессах в краевых частях активной окраины континента. Они являются продуктом палингенно-метасоматического гранитообразования.

В строении позднепермского яруса участвует вулкано-плутоническая ассоциация, свидетельствующая о режиме активной окраины. Он включает тамирскую свиту, субвулканические образования андезит-риолитового тамирского комплекса и бичурский интрузивный комплекс. Эффузивы тамирской свиты образуют остатки вулкано-тектонических структур, интенсивно преобразованные в поздние эпохи, особенно в раннем мелу. В Яблоновом хребте это Монгой-Саранаканская и Застепинская, в Черском - Никишихинская структуры, ориентированные в северо-восточном направлении. В настоящее время они слагают пакеты тектонических покровов мощностью 100-400 м, залегающие на породах каледонского фундамента и полого падающие на юго-восток под углами 10-300. Подошвы покровов представлены тектонически и метасоматически преобразованными вулканитами мощностью 50-100 м. Субвулканические дайки и силлы тамирского комплекса располагаются в структурах фундамента, и видимо, приурочены к позднепалеозойской зоне растяжения. На мезозойском этапе рифтогенеза они претерпевают преобразования аналогичные, что и покровных фациях. Структуры бичурского комплекса в Яблоновом хребте представлены мелкими трещинными массивами, преимущественно субщелочных гранитов. Они имеют также северо-восточную ориентировку и пространственно ассоциируют с вулканитами тамирской свиты.

В Черском блоке породы бичурского комплекса формируют плитообразные значительно эродированные тела мощностью (по геофизическим данным) 1-2 км с концентрически-зональным строением. В центре массивов развиты глубинные гомогенизированные фации гранитов, на периферии и в кровле гибридные краевые фации гранодиоритов и гранитов.

Раннемезозойский (раннетриасовый) структурный этаж. Образования раннетриасового цикла, так же проявили себя в формировании вулкано-плутонических структур активной окраины. Они представлены вулканитами цаган-хунтейской свиты и ее субвулканическими образованиями, принадлежащими трахиандезит-трахириолитовой формации, плутоническим сиенито-гранитовым куналейским комплексом. В северо-восточной части Яблонового хребта вулканиты слагают изометричные вулкано-структуры диаметром 4-23 км, осложненные в центре и по периферии штоками, дайками субвулканических пород и интрузий. Вблизи субвулканических тел в покровных фациях устанавливаются крутые (50-800) залегания флюидальности. Здесь вулканиты цаган-хунтейской свиты с угловым несогласием залегают на структурах позднепермского яруса. В Черском хребте вулканиты цаган-хунтейской свиты, иногда совместно с гипабиссальными массивами куналейского комплекса, слагают эродированные концентрические структуры центрального типа (р. Левый Тукулай, Дикая и др.). Массивы куналейского комплекса наследуют северо-восточный план более ранних структур, подновляя их. Динамодислокации проявлены в породах раннетриасового яруса слабо. Отмечаются лишь маломощные зоны вблизи разломов сбросово-сдвигового характера.

Позднемезозойский структурный этаж формируется в условиях сводово-глыбовых поднятий на фоне крупноамплитудных растяжений с образованием глубоко проникающей пологой шиар-зоны, прослеживающейся вдоль Южно-Яблонового разлома, по которой происходит экспонирование глубинных участков коры и, в противовес этому, образование рифтогенных впадин. Позднемезозойский этап разбивается на две стадии рифтогенеза: средне-позднеюрскую и раннемеловую. Первая стадия фиксируется в Яблоновом блоке заложением в среднеюрское время Баксарга-Ушмуканской, Беклемишевской и Монгойской впадин, заполняющихся континентальными молассовыми отложениями Харюлгатинской свиты. Отложения спокойно погружаются под углом 10-200 к центру впадин. Иногда отмечаются приразломные складки с углами падения крыльев 45-650 и амплитудой первые метры.

Другие структурно-вещественные комплексы этой стадии представ-лены терригенно-вулканогенной бадинской свитой, субвулканами андезит-риолитовой формации, яблоновым и гуджирским плутоническими комплексами. Яблоновый средне-позднеюрский комплекс гнейсо-гранито-гранитовой формации представлен Дворцовским массивом, плитообразной формы, погружающимся на юго-восток согласно пологой шиар-зоне растяжения на крыле Яблонового метаморфического ядра. Гранитоиды являются синкинематическими), имеют своеобразные линейные текстуры и относятся к коллизионному типу. С ними связаны поздние лейкократовые дифференциаты - пегматитовые жилы и дайки Каменско-Черновского рудного узла с редкометально-редкоземельной минерализацией. Бадинская свита слагает Шойдакскую, Кумахтинскую впадины, подстилает меловые отложения в Читино-Ингодинской и Кондинской впадинах, и образует вулкано-тектонические структуры цен-трального типа (Глубокая, Амбонная). Залегание ее спокойное, иногда осложнено приразломными дислокациями. Образования свиты с угловым несогласием перекрывают молассы ранней стадии позднемезозойского этажа.

К плутоническим позднеюрским структурам относятся Тукулайская и Лево-Никишихинская полихронные очаговые структуры центрального типа расположенные в бассейнах одноименных водотоков. Тукулайская очаговая структура в периферийной части сложена грани-тоидами бичурского комплекса и раннетриасовыми вулкано-плутоническими образованиями цаган-хунтейской свиты - куналейского комплекса. В центре она представляет собой вскрытое купольное тело лейкогранитов гуджирского комплекса со сложной эродированной кров-лей, фиксируемой по наличию краевых фаций с круто погружающимися контактами, и роем даек гуджирского комплекса по периферии. С гранитоидами комплекса связаны Mo-W проявления кварц-грейзеновой формации. Лево-Никишихинская очаговая структура обнажается мелкими разрозненными телами в бассейне реки Большая Кохюрта, с которыми связана молибден-порфировая минерализация. Структуры в гравитационном поле отражаются отрицательными аномалиями интенсивностью до 12 мГл.

Раннемеловая стадия характеризуется проявлениями процессов рифтогенеза и формирования комплекса метаморфического ядра Яблонового хребта. На ее ранней подстадии сформировались грабен-синклинальные впадины Забайкальского типа - Читино-Ингодинская, Беклемишевская, Монгойская и Кондинская. Первая из них в пределах листа имеет протяженность около 75 км при ширине до 18 км. Читино-Ингодинской впадине соответствует зона гравитационных минимумов интенсивностью 12 мГл и слабо отрицательное магнитное поле. Впади-на ограничена Южно-Яблоновой и Читино-Ингодинской градиентными зонами и соответствующими разломами. Амплитуда прогибания впадины от 600 до 1800 м. Беклемишевская впадина представлена восточной частью, ей соответствует гравитационный минимум с амплитудой Dg до17 мГл и согласующимся с ней отрицательным магнитным полем. Кондинская впадина заходит на площадь листа юго-западным флангом протяженностью до 25 км, подчеркивается контрастной отрицательной аномалией Dg до 27 мГл и отрицательным магнитным полем. По результатам геофизической интерпретации в северо-восточной мощность отложений достигает 3 км.

Монгойская впадина фиксируется менее контрастной аномалией Dg в 17 мГл и слабо отрицательным магнитным полем, мощность осадков в ней 400-600 м. Все структуры имеют блоковое строение, большей частью ограничены и осложнены син- и пост-седиментационными разломами, хотя местами наблюдается несогласное залегание нижнего мела на древних образованиях. Впадины выполнены континентальной угленосной молассой доронинской свиты, иногда в основании разреза присутствуют моласса харюлгатинской свиты и вулканиты бадинской свиты. В целом фиксируется погружение слоев к центрам структур всех подразделений. В Читино-Ингодинской и Беклемишевской впадинах верхняя пачка верхнедоронинской подсвиты, слагает мульды с угленосными фациями. В строении яруса принимают участие дайки доронинского комплекса, прорывающие одноименные отложения.

Поздняя подстадия нижнемелового яруса характеризуется формированием мульд в Читино-Ингодинской впадине, сложенных конгломератовой молассой тигнинской свиты. Наиболее крупная из них отмечена севернее озера Кенон. Она имеет размеры 11х9 км и вытянута в северо-восточном направлении. Углы падения слоев на крыльях мульды не превышает 10-150 с погружением к ее центру.

Образование структуры метаморфического ядра Яблонового хребта сопряжено с формированием грабен-синклиналей. Орографически ядро представляет собой расчлененное асимметричное поднятие, удлиненное в северо-восточном направлении в пределах листа на 80 км при ширине 20 км, юго-восточный склон более крутой. C северо-запада структура ограничена Яблоновым, а с юго-востока Южно-Яблоновым разломами и сопряжена с Беклемишевской и Читино-Ингодинской впадинами. Центральные части метаморфического ядра представлены магматитами комплекса основания, которые вмещают мелкие массивы поздне-пермских и раннетриасовых гранитов, местами перекрытыми тектоническими покровами, сложенными вулканическими образованиями тамирской свиты. Породы центральной части метаморфического ядра слабо деформированы, хотя улавливаются участки тектонического разлинзования, рассланцевания (в верховьях рр.Кадала, Застепинский). Отмечаются мелкие складки птигматитового характера, образованные лейкократовыми прожилками в диоритах фундамента. Тектониты представлены, в основном, катаклазитами, реже милонитами. Они развиваются как по каледонским, так герцинским и мезозойским породам, и фиксируют главный, наиболее поздний этап деформации, приведший к образованию современного облика рассматриваемой структуры.

Юго-восточное крыло метаморфического ядра, прилегающее к Южно-Яблоновому структурному шву, практически на всем протяжении фиксируется широкой полосой разнообразных бластотектонитов, тектонитов, как высоко-, так и низкотемпературных. Рассланцевание и метаморфическая полосчатость имеют в основном падение на юго-восток с азимутами падения 120-1400 и углами падения 10-300. Отмечаются мелкие складки с пилообразными замками, птигматитовые складки аплитовых и кварц-полевошпатовых жил, что соответствует зонам интенсивного шиаринга горных пород. Погружение шарниров и падение зеркал складчатости совпадает с общей ориентировкой линейных элементов. Отдельные пакеты складок сорваны и переориентированы по системам сбросов северо-западного направления. Часто наблюдаются дробление, тектоническое разлинзование и растяжение даек, меланократовых образований. Преобладают бластотектониты: бластомилониты, бластокатаклазиты, милонитовые сланцы. Иногда (р. Красный Мыс и Шильников) отмечались жилы и прожилки псевдотахилитов с массивной стекловатой массой темно-серого или темно-зеленого цвета, с тонкополосчатой очково-линзовидной структурой, содержащие крупные порфирокласты калиевого полевого шпата со следами давления.

В бластомилонитах мусковит образует крупные чешуйки, расположенные косо к плоскостям рассланцевания. Встречается гранат, как в виде линзовидных скоплений, так и в форме крупных зерен, несущих включения кварца и биотита. Парагенезис: гранат-мусковит-калиевый полевой шпат соответствует высокотемпературной ассоциации. В сочетании с низкотемпературными хлорит-серицит-эпидотовыми диафторитами он свидетельствует о нескольких стадиях пластичной и хрупластичной деформаций. По-видимому, в позднем палеозое на значительных глубинах происходил высокотемпературный метаморфизм при высоком давлении, а затем в поздней юре - раннем мелу при экспонировании структур по пологой шиар-зоне в приповерхностных условиях образовались низкотемпературные тектониты. В северо-западном крыле метаморфического ядра, тяготеющем к Яблоновому разлому (п. Чемчен - верховье р. Ушмукан), также фиксируется зона бластотектонитов. Метаморфическая полосчатость и сланцеватость ориентированы в основном на северо-запад под углом падения 700 (р. Ушмукан). В юго-западной части зона скрыта отложениями Беклемишевской впадины.

Модель комплекса метаморфического ядра Яблонового хребта, по данным интерпретации магнитных аномалий, представляет собой “пластину” магнитных пород каледонского основания мощностью около 2,5 км, полого погружающуюся на юго-восток на глубину 16 км. Эти данные подтверждаются зоной динамометаморфизма диоритов нижнего этажа и соответствуют пологой шиар-зоне растяжения, прилегающей к Южно-Яблоновому разлому, по которой они выведены на поверхность.

Кайнозойские структуры района наследуют позднемезозойские формы рельефа. В результате четвертичного орогенеза сформировались со-временные структуры Яблонового и Черского хребтов, разделенные впадинами. Более подробно кайнозойские структуры рассмотрены в разделе “Геоморфология”.

Разрывные нарушения проявлены в районе чрезвычайно широко. По степени проникновения на глубину, характеру и морфологии дислокаций они подразделяются на главные разломы глубинного заложения, прочие (второстепенные) надвигового и сбросово-сдвигового характера. Последние неглубокого, верхнекорового происхождения являются наиболее молодыми. Особняком стоят кольцевые разломы, контролирующие строение магматических очаговых структур.

Морфологически первые имеют сложнокинематическое происхождение древнего заложения, с подновлением в каждый тектоно-магматический цикл. Главные разломы - Кондинский, Южно-Яблоновый, Яблоновый, Читино-Ингодинский - являются блокоразделяющими в тектоническом строении района. Они в целом контролируют магматические структуры, начиная с позднего палеозоя и кончая грабенообразными структурами позднего мезозоя. При этом после каждого тектоно-магматического цикла отмечается смещение линейных вулкано-плутонических структур каждого временного этапа, при сохранении северо-восточной генеральной ориентировки. На местности они фиксируются фрагментами зон высокотемпературных тектонитов в бортовых частях депрессий, проявленных в геофизических полях градиентными зонами. На космоснимках им соответствуют линеаментные зоны. Кондинский и Читино-Ингодинский разломы являются крутопадающими сбросами. Первый выделяется в геофизических полях сложнопостроенной ступенью и трассируется зоной высоких градиентов 3-6 мГл/км с резкими изменениями характера магнитного поля. На местности контролируется цепью впадин, выполненных среднеюрской молассой, и широкой (до 2,5 км) зоной милонитов. Читино-Ингодинский разлом перекрыт меловыми отложениями одноименной впадины, но фиксируется градиентной зоной геофизических полей. геологический тектоника полезный ископаемый читинский

Южно-Яблоновый и Яблоновый разломы рассматриваются нами как выдвиговые шиар-зоны, иногда надвиговые зоны, осложненные в прибор-товых частях впадин крутыми сбросами постраннемелового возраста. Южно-Яблоновый выдвиг это пологая (10-300) зона срыва в юго-восточном крыле Яблонового метаморфического ядра (вала) в его юго-западной части, одновозрастная с образованием Читино-Ингодинской впадины. Сместитель выдвига представлен широкой (до 12 км в плане) пологопадающей на ЮВ шиар-зоной тектонитов (опорное обнажение 14 по правому борту р. Застепинский). В пределах этой зоны породы претерпели динамометаморфизм с образованием милонитов, бластомилонитов со сланцевато-полосчатой текстурой. Предшественниками эти сланцевато-полосчатые тектониты отнесены к докембрийским регионально-метаморфизованным свитам. Пологое положение зоны большинство исследователей связывают с формированием надвиговых структур. Особенности кинематики устанавливаются по характеру структурных форм в матриксе, где тектониты имеют S-C тип строения, отмечаются шиар-бенды растяжения, полого секущие сланцеватость, при этом возникают пологие складки, формирующиеся в условиях простого сдвига. Зонки растяжения фиксируются и на микроуровне по наличию стрингеров кварца. Милонитовый матрикс зачастую обволакивает жесткие раздробленные обломки, претерпевшие вращение и затекает в участки соответствующие зонам растяжения (псевдотахилиты). Таким образом, кинематика и транспортировка вещества в этих пологих зонах связывается с зонами растяжения в условиях выдвига, имеющего направление юго-восток - северо-запад. Яблоновый разлом (бассейн р. Ушмукан), сопряженный с северо-западным крылом метаморфического ядра также сопровождается широкой (1,6-2,5 км) зоной бластомилонитов, но с более крутыми углами падения на северо-запад.

К группе второстепенных разломов относятся надвиги, имеющие северо-восточное простирание и выдержанное пологое падение на юго-восток. Это группа надвигов южнее гор Большой Саранакан и Малый Саранакан и надвиг, протягивающийся от верховьев р. Монгой до р. Байча. Они являются подошвами тектонических покровов, сложенных разновозрастными вулканитами. В покровы частично вовлечены и интрузии позднепермского и раннетриасового возраста.

По Монгой-Байчинскому надвигу на юго-западе площади тектониты тамирской свиты, надвинуты на меловые отложения Монгойской впадины, а граниты бичурского комплекса на позднеюрские образования бадинской свиты по юго-восточному борту Шойдакской впадины. В районе падей Ореховая и Нижняя Кумахта породы основания надвинуты на терригенно-вулканогенные образования бадинской, тамирской и частично цаган-хунтейской свит. Углы падения сместителя точно не установлены, судя по соотношению с рельефом, они могут быть достаточно пологими. Отсутствуют данные и о масштабах горизонтальных перемещений. Вероятно, они могут составить от сотен метров до первых километров. Надвиги картируются по резкой смене пород, по наличию зон катакластитов мощностью от первых десятков до первых сотен метров. В геофизических полях они интерпретируются только по резкой смене магнитного поля. На МАСК надвиговые структуры и их фрагменты дешифрируются по резким перегибам в рельефе и смене фототона.

Разломы северо-западного направления в основном относятся к сбросо-сдвигам с крутыми плоскостями сместителя, с амплитудами смещения первые сотни метров, реже километры. Иногда отмечается их субширотная, северо-восточная и субмеридиональная ориентировка. Эта группа разломов хорошо дешифрируется на МАКС по прямолинейным участкам долин водотоков, линейным линеаментам, бороздам на склонах и сквозным седловинам на гребнях хребтов. На местности они проявлены зонами мощностью первые метры катаклаза, брекчирования, со сложноветвящимся рисунком трещин, зачастую выполненных хлоритом, эпидотом, карбонатом. При этом трещины секут более древние поверхности рассланцевания пологих зон. Северо-западные разломы, рассекающие грабенообразные впадины, придают им клавишно-блоковое строение. Разлом, проходящий в районе озера Угдан, фиксируется эманациями радона. Нередко эта группа разломов нарушает структуру магнитных полей, гравитационные поля остаются неизменными, что подтверждает их верхнекоровый характер.

Формирование этих разломов связано, вероятно, со становлением свода (аркогенезом) в раннемеловое время.

Кольцевые разломы, ограничивающие очаговые структуры, представляют собой, крутопадающие сбросы от центра структур. Кольцевой разлом Тукулайской очаговой структуры контролирует штоки лейкогранитов гуджирского комплекса, хорошо дешифрируется на КС по водотокам и линеаментным формам. В гравитационном поле он проявлен гравитационной ступенью.

5. История геологического развития

История геологического развития площади работ прослеживается от раннего палеозоя, представленного магматитами. В них при микроизучении обнаружены реликты анортозитового субстрата. В позднем рифее к югу от Хилок-Витимской зоны произошло заложение Монголо-Охотского бассейна, где формировались океанические толеиты всех типов, а к северу, в Унда-Витимской зоне, вендские образования выполняли грабенообразные впадины задугового бассейна.

В раннепалеозойский этап Хилок-Витимская зона, куда входит исследуемая территория, развивалась в режиме активного континентального свода. Магматизм этапа связывается с субдукцией в северном обрамлении Монголо-Охотского океана. Происходит становление интрузий габбровой формации, затем многочисленных плутонов диорито-гранитного состава - формируется континентальная гранитная кора. Ее становление происходило в кембрии - ордовике, о чем свидетельствуют геохронологические датировки раннепалеозойских интрузий - 474-440 млн. лет. Силурийско-девонских образований в пределах листа и всей зоны не известно. Можно предположить, что в это время преобладали процессы денудации.

Раннегерцинская стадия герцинского этапа (средний-поздний карбон) характеризуется на соседних площадях накоплением молассы ортинской свиты в орогенных условиях окраины континента. На изученной территории она завершилась становлением плутонов известково-щелочных гранитоидов хуртейского комплекса, проявлением интенсивных процессов метаморфизма амфиболитовой фации в коллизионных условиях Монголо-Охотского и Байкало-Витимского террейнов. По ряду определений возраст этих образований укладывается в 300 млн. лет. Полезные ископаемые с этой стадией не известны.

В позднегерцинскую стадию и в раннем мезозое направленная субдукция с юга привела к становлению краевого вулканического пояса. При этом выделяются две разновозрастные стадии, между которыми происходит интенсивная денудация вулкано-тектонических построек: позднепермская и раннетриасовая вулканоплутонические ассоциации, последняя характеризуется усилением щелочности. Территориально нарастание щелочности тяготеет к тыловым частям Хилок-Витимской зоны. Полезных ископаемых, связанных с позднегерцинской стадией не установлено. В раннетриасовую стадию за счет поступления мантийных флюидов в верхнекоровые участки происходит обогащение пород Mn, Fe, Co, Ni, Zr, Sc, но без значительных концентраций. С метасоматическими процессами (фенитизация, альбитизация) связаны редкометальная и редкоземельная минерализации в Каменско-Черновском рудном узле. Низкая продуктивность стадии, видимо, обусловлена малым объемом очагов, отсутствием в них достаточных концентраций рудных элементов и значительным эрозионным срезом в настоящее время.

В позднемезозойский этап, в средне-позднеюрскую стадию в Южном Забайкалье начинаются рифтогенные процессы крупноамплитудного растяжения. Формируется глубоко проникающий пологий сброс с юго-восточной вергентностью (Южно-Яблоновый разлом). В этот период в локальных рифтах-прогибах накапливаются континентальные молассы харюлгатинской свиты. Изменение процессов растяжения связывается с подъемом мантийного диапира и внедрением базитовых интрузий в нижние горизонты коры. Это обеспечило интенсивный прогрев и образование серии очагов плавления. Отдельные порции как основных, так и кислых выжимок магмы прорвались к поверхности, образуя структуры центрального типа или заполняя рифтовые впадины (бадинская свита). В пределах горстовых поднятий, ограничивающих рифты, формируются небольшие массивы синкинематических (ультраметаморфических) гранитов яблонового комплекса. В поздней юре - начале раннего мела процессы растяжения и тектонического экспонирования достигли кульминации. Продолжающиеся поступления мантийных флюидов и гранитизация привели к образованию более крупных очагов кислых магм. Происходит формирование гранитов гуджирского комплекса (Тукулайская и Никишихинская очаговые структуры). Средне-позднеюрская стадия в районе, как и во всем Забайкалье, является наиболее благоприятной для образования редкометального и золоторудного оруденения. Слабая рудогенерирующая способность интрузивных комплексов, отсутствие благоприятных рудоконтролирующих факторов, активная тектоническая обстановка и значительный эрозионный срез обусловили низкую продуктивность района на полезные ископаемые.

Нижнемеловая стадия характеризуется изостатическим всплыванием и изгибанием экспонированных ранее пород. Выдвижение по пологим разрывам герцинских и раннемезозойских структур приводит к формированию пакетов тектонических покровов на растущем валоподобном поднятии комплекса метаморфического ядра. Эрозионно-денудационные процессы привели к заполнению рифтогенных впадин континентальными угленосными молассами раннего мела. Завершающая стадия процессов растяжения и рифтообразования района фиксируется излиянием и внедрением базальтов нижнемелового возраста в ряде впадин Забайкалья.

Кайнозойский этап в палеоген - неогеновое время характеризуется платформенным режимом с формированием обширного пенеплена. С раннего неоплейстоцена оживают горообразующие сводово-глыбовые движения позднекайнозойского Центрально-Азиатского пояса. Они наследуют основные черты орографии раннемелового времени. С этапом связано формирование четвертичных склоновых, озерных и речных отложений в ряде мест малопродуктивных на аллювиальные россыпи титана и ниобия.

6. Геоморфология

По схеме геоморфологического районирования территория листа входит в состав Хилок-Витимской ландшафтной зоны, сложенной выступами каледонид с магматитами герцинского и мезозойского этапов активизации и наложенными позднемезозойскими впадинами. Основными морфоструктурами территории являются хребты: Яблоновый и Черского и впадины: Читино-Ингодинская, Беклемишевская, Монгойская, Кондинская и Песчанская. На площади выделены четыре группы блоков с различной неотектонической позицией, ограниченные основными рельефообразующими разломами:

Максимально приподнятые - Яблоновый и Черский, Амбонный, Нижне-Кумахтинский.

Умеренно приподнятые - Монгой-Ушмуканский, Баксарга-Ушмуканский, Южно-Кондинский, Северо-Кондинский.

Относительно стабильные - Баксаргинский, Средне-Монгойский, Кумахтинский.

Относительно опущенные (соответствующие названиям одноименных впадин).

Для блоков первой группы характерен средне и сильно расчлененный среднесклоновый, реже пологосклоновый денудационный рельеф. В пределах осевых частей хребтов отмечается плосковершинный рельеф с поверхностями выравнивания мел-палеогенового возраста. Отмечены небольшие участки структурно-денудационного рельефа, обусловленные мезозойскими вулкано-тектоническими структурами центрального типа, покрытые крупноглыбовыми россыпями. Абсолютные отметки водоразделов составляют 1200-1579 м, относительные превышения: 200-450 м. С высоты 1400 м в рельефе отмечаются элементы гольцового ландшафта, с характерными формами - нагорными террасами длиной до 6 км, высотой уступов до 30 м с углом наклона 25-30⁰ (г.Саранакан). Поверхность террас покрыта слоем суглинисто-щебнисто-глыбового материала. В уступах террас наблюдаются скальные выходы. Преобладающими процессами являются морозная нивация и солифлюкция.

Рельеф, примыкающий к водораздельным хребтам, сильно расчленен с узкими гребневидными водоразделами и ассиметричными крутыми (25-35⁰) склонами. На склонах северной и северо-восточной экспозиции проявлены солифлюкционные процессы. Встречаются денудационные останцы, высотой до 25-30 м. Рельеф на гранитоидах отличается мягкостью форм водоразделов и прямым профилем склонов. На динамометаморфических породах фундамента отмечается более сильная расчлененность, ломаные профили водоразделов и склонов. Густая речная сеть имеет радиально-перистый рисунок. Долины слаборазвитые V-образные с крутыми уклонами тальвегов, днища которых загромождены крупноглыбовым материалом. В низовьях долины рек постепенно расширяются, сохраняя крутые борта. Среди склоновых процессов преобладают курумово-дефлюкционные, дефлюкционно-осыпные, дефлюкционно-делювиальные. Возраст склонов условно соответствует N-Q.

Умеренно приподнятые блоки характеризуются средне и слаборасчлененным низкогорным денудационным рельефом с пологими склонами (бассейны рек Монгой, Ушмукан). Абсолютные отметки здесь до 1100-1200 м, относительные превышения до 250 м. Водоразделы представлены грядами сопок с мягкими очертаниями вершин и редкими денудационными останцами. Долины широкие корытообразные с установившимся профилем равновесия, сильно заболочены.

В относительно стабильных блоках рельеф низкогорный с высотами водоразделов в 900-1000 м и превышением до 200 м. Водоразделы широкие с мягкими очертаниями, плавно переходят в пологие склоны (5-15⁰). Долины имеют полого-вогнутые борта, широкие днища и блюдцеобразный поперечный профиль. Возраст склонов также условно N-Q.

Для относительно опущенных блоков в пределах нижнемеловых впадин характерен аккумулятивный рельеф с полого-равнинными и холмисто-грядовыми формами. Они имеют четко выраженные структурно-денудационные уступы бортов, отличающиеся блоковым строением фундамента. В пределах этих блоков заложены долины главных рек района с развитием комплексов аккумулятивных форм, представленных поймой и надпойменными террасами. Реки Чита, Конда и Монгой имеют довольно зрелые долины с корытообразным поперечным профилем. Продольный уклон долины р.Чита составляет 2,1 м/км, в долинах притоков он значительно выше. На расширенных участках долин наблюдается меандрирование русла. Меандры сопровождаются эрозионным врезом одного из коренных склонов долины. Поймы на МАКС дешифрируются благодаря светло-серому фототону и сетчатому рисунку. Ширина пойм 800-2000 м, высота над урезом воды 0,5-3 м. Их поверхность неровная, слабоволнистая, местами сильно заболочена. В расширенных участках долин отмечается деление поймы на низкую и высокую, превышения последней составляют 1-2 м. В строении пойм участвуют фации: прирусловая, центральная, прибортовая (старичная). Среди опущенных блоков незначительно развиты голоценовые озерно-аллювиальные поверхности, приуроченные к термокарстовым озерам Иван, Тасей, Кенон и ряду мелких озер в Кондинской впадине. Днища озер и пляжей сложены песками и галечниками с линзами суглинков, мощностью не более 5 м. Возраст первой надпойменной террасы определяется как поздненеоплейстоценовый-современный. Наиболее четко терраса выражена в долине р.Чита. Высота бровок над поверхностью поймы составляет 5 м. Ширина площадок обычно от 500 до 2250 м. Поверхность изрезана балками и оврагами.

Делювиально-солифлюкционные поверхности аккумулятивного рельефа отмечаются только на севере площади в Кондинской, Беклемишевской и Монгойской впадинах. Это пологосклоновые заболоченные и обводненные слаборасчлененные участки, с обилием микроформ мерзлотного происхождения. Здесь широко развиты процессы солифлюкции, термокарста, пучения, мерзлотного растрескивания. Сложены песками, галечниками, суглинками, щебнисто-дресвяными и песчано-галечными отложениями мощностью до 20 м. Условно относятся к поздненеоплейстоценово-голоценовому возрасту.

Делювиально-пролювиальные поверхности наблюдаются в Читино-Ингодинской, Кондинской и др. впадинах и представляют собой пологонаклоненные равнины с грядово-увалистыми формами. Абсолютные высоты достигают 750-850 м. Гряды и увалы ориентированы в юго-восточном направлении, имеют плавные очертания, плоские и пологие склоны. Глубина эрозионного вреза 50-75 м. Продольные профили долин мелких водотоков хорошо выработаны. Возраст их условно определяется как поздненеоплейстоценово-голоценовый.

Аллювиально-пролювиальные поверхности аккумулятивного рельефа наблюдаются в виде фрагментов по левому борту р.Чита. Это террасовидные субгоризонтальные площадки шириной 1-2 км, с высотой над уровнем поймы до 20 м, отвечающие уровням второй и третьей надпойменных террас на соседних листах. Мощность отложений до 30 м. Они представлены песками, песчано-щебнистым и дресвяно-песчаным материалом. Возраст определяется как средне-поздненеоплейстоценовый.

Озерно-аллювиальные поверхности средненеоплейстоценового возраста слагают восточный участок Читино-Ингодинской и Песчанской впадин. Это плоско-волнистая выровненная поверхность с уклоном 2-3⁰, расчлененная левыми притоками р.Чита. Наблюдается увеличение крутизны склонов до 8-10⁰ в направлении тылового шва за счет перекрытия их делювиально-пролювиальными шлейфами. Ширина выхода поверхности достигает 2-7 км. Отложения, слагающие их, представлены озерно-аллювиальными песками, супесями, суглинками с включениями глыб щебня и дресвы при мощности 30-40 м.

Алювиально-пролювиальные поверхности раннего плейстоцена слагают небольшую (3км²) террасовидную площадку в долине р.Кадалинка, погружающуюся на юго-восток под углом 2⁰. Представлены песками, суглинками, щебнем и галечниками мощностью до 15 м.

Современный рельеф имеет длительную историю формирования. В позднеюрско-раннемеловое время, одновременно с рифтогенезом происходит образование горстовых структур и грабен-синклиналей, обусловивших основу современного рельефа. В позднемеловое-палеогеновое время в платформенный этап развития территории формировался обширный пенеплен, фрагменты которого фиксируются на водораздельных частях хребтов. Неогеновая эпоха характеризуется формированием на территории коры выветривания с образованием педиплена, что фиксируется на соседних площадях. Начиная со среднего эоплейстоцена, происходит общее похолодание климата при периодичной смене ледниковых и межледниковых эпох.

С неоплейстоцена территория вовлекается в Центрально-Азиатское поднятие, происходит интенсивное расчленение поверхности рельефа. В среднем неоплейстоцене участки межгорных впадин были заполнены озерами, где накапливались отложения кривоярской свиты. В средне-позднем неоплейстоцене в межгорных впадинах продолжается накопление осадков аллювиально-пролювиального генезиса. В позднем неоплейстоцене формируются террасы, а в голоцене и поймы современных речных долин. Развитие рельефа шло по пути выравнивания и денудации.

В период формирования надпойменных террас и пойм произошел интенсивный эрозионный врез, приведший к разрушению коренных источников полезных ископаемых. Увеличение динамики водных потоков явилось благоприятным фактором для формирования ильменитовых и тантало-ниобиевых россыпей. Из-за убогости коренных источников россыпи не имеют промышленных концентраций.

7. Полезные ископаемые

Горючие ископаемые

Уголь

Всего известно 24 промышленных месторождений угля, из них 15 - бурых углей (Харанорское, Татауровское, Уртуйское и др.) с общими балансовыми запасами 2,24 млрд. т и прогнозными ресурсами 891 млн. т, каменных углей (крупнейшее Апсатское 975,9 млн. т балансовых запасов и 1249 млн. т прогнозных ресурсов), Зашуланское, Никольское, Красночикойское, Олонь-Шибирское и др. Общие балансовые запасы каменного угля составляют 2040,3 млн. т и прогнозные ресурсы 1762 млн. тонн. Кроме того, выявлено 77 углепроявлений. Имеющиеся ресурсы углей позволяют полностью удовлетворить энергетические потребности области, а также получать из них кокс, горючий газ, синтетический бензин, адсорбенты, гуматы (стимуляторы роста сельскохозяйственных растений).

Часть угольных месторождений (Апсатское, Читкандинское) обладают высокой газоносностью. Общие запасы метана в угольных пластах достигают 63-65 млрд. мі. Его ресурсы только по Апсатскому месторождению позволяют добывать 1,0-1,5 млрд. мі метана в год.

Черные металлы

Железо

Среди месторождений черных металлов на территории Читинской области известны собственно железорудные, железо-титановые и железо-титаново-фосфорные. К собственно железорудным относятся железистые кварциты Чаро-Токкинской железорудной зоны, в пределах которой разведано Сулуматское месторождение с разведанными запасами 650 млн. т, в том числе для карьера первой очереди 300 млн. т с производительностью 6,5 млн. т руды в год и продолжительностью его деятельности около 45 лет. Прогнозные ресурсы железных руд Чарского рудного района оцениваются в 5890 млн. т.

Кроме этого известны сидеритовые руды в Нерчинско-Заводском районе (Березовского месторождение) и месторождения магнетитовых руд в Газимуро-Заводском (Железный Кряж, Яковлевское и др.), в Петровск-Забайкальском (Балягинское) и других районах.

Железо-титановый тип месторождений представлен крупнейшим Чинейским, руды которого наряду с магнетитом и титаномагнетитом содержат ильменит и ванадий в промышленных концентрациях. Прогнозные ресурсы составляют 31,59 млрд. т руды, из них около 10 млрд. т пригодны для отработки открытым способом. Апробированные запасы руды участка В«МагнитныйВ» составляют 936,5 млн. т. и пригодны для получения природно-легированных ванадием высокоценных сталей.

К железо-титан-фосфорному типу относится расположенное в Читинском районе Кручининское месторождение.

Прогнозные ресурсы железных руд области составляют 38,02 млрд. т, сотни млн. т TiO2 и порядка 100 млн. т V2O5. Балансовые запасы железа (2059 млн. т) и титана позволяют организовать производство черных металлов, а с учетом прогнозных ресурсов возможность обеспечения его сырьем на сотни лет. Чрезвычайно важной особенностью сырьевой базы руд черных металлов области является сочетание их с рудами ниобия, ванадия, молибдена, вольфрама, редких земель. Это позволяет организовать рентабельное производство сталей, легированных этими металлами, что намного повысит их ценность.

Хром, марганец

Вследствие распада СССР Россия потеряла значительную часть источников хрома и марганца. В области имеются все предпосылки для выявления месторождений хрома. Прежде всего, в пределах Шаманского массива ультраосновных пород в правобережье Витима. В Читинской области эксплуатируется единственное месторождение марганца – Громовское, с запасами двуокиси марганца в сотни тыс. тонн, при среднем содержании 20%. Руды пригодны для гидрометаллургического передела и используются АООТ В«ППГХОВ» для технологических нужд.

Цветные металлы

Данная группа включает ряд металлов (олово, вольфрам, полиметаллы, молибден и др.), руды которых длительное время добывались на территории области.

Медь

В Читинской области находится значительная часть запасов меди. Они сосредоточены преимущественно в Кодаро-Удоканской зоне и относятся к типу медистых песчаников (Удоканское, Ункурское, Бурпалинское, Право-Ингамакитское, Сакинское, Клюквенное, Красное и др.) и медно-никелевому, связанному с основными породами Чинейского и других массивов.

Наиболее крупным из месторождений меди является Удоканское, в котором сосредоточено примерно 20 млн. т меди. Запасы и прогнозные ресурсы всех других месторождений составляют 10-12 млн. тонн, особенностью которых является обогащенность серебром, его содержание в 2-6 раз больше, чем в рудах Удоканского месторождения.

К меденосным габброидам относится Чинейское месторождение, прогнозные ресурсы меди которого составляют около 40% от общих запасов Удоканского месторождения. Кроме Чинейского в Кодаро-Удоканской меденосной провинции выявлены Верхне-Сакуканский, Луктурский и Эбкачанский меденосные массивы, еще слабо изученные. Прогнозные ресурсы известных здесь 18 рудопроявлений оцениваются более чем в 24 млн. т меди.

В юго-восточной части Читинской области также известны еще недостаточно изученные Лугоканское, Быстринское, Култуминское месторождения меди, обогащенные золотом.

Свинец, цинк

В области известно более 700 месторождений и проявлений этих металлов. Около 500 из них находятся в междуречье Газимура и Аргуни. В зависимости от условий локализации выделяются два типа свинцово-цинковых руд: нерчинский и новоширокинский.

К нерчинскому геолого-промышленному типу относится большинство рудных объектов Приаргунья. Руды нерчинского типа составляют в балансе промышленных запасов около 90%, содержат до 400-500 г/т серебра. Они слагают в основном средние и мелкие месторождения. Кроме серебра для них характерны существенные концентрации попутных компонентов – золота, индия, кадмия, таллия, висмута, теллура, селена других элементов. Общие запасы руды обеспечивают развитие добычи на ближайшие годы. Прогнозные ресурсы в Нерчинско-Заводском рудном районе оцениваются примерно в 1млн. т свинца и 1,4 млн. т цинка. В Кличкинском – соответственно в 0,5 и в 0.7 млн. т.

Новоширокинский геолого-промышленный тип представлен Ново-Широкинским, Нойон-Тологойским, Покровским, Алгачинским и другими месторождениями. Эти руды отличаются преобладанием свинца над цинком (соответственно – 3-3,5% и 2-2,5%). Если золото образует высокие концентрации, как в рудах Ново-Широкинского месторождения, то они становятся комплексными золотополиметаллическими. Руды содержат также промышленно-важные концентрации меди, индия, кадмия и т.д.