WWW.KN.LIB-I.RU
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - Различные ресурсы
 


Pages:   || 2 | 3 | 4 |

«STATE AND EXPLORATION OF NATURAL RESOURCES OF TUVA AND ADJACENT REGIONS OF CENTRAL ASIA. ECOLOGICAL AND ECONOMIC PROBLEMS OF NATURAL ...»

-- [ Страница 1 ] --

FEDERAL STATE BUDGETARY INSTITUTION OF SCIENCE

SIBERIAN BRANCH OF THE RUSSIAN ACADEMY OF SCIENCES

FEDERAL STATE BUDGETARY INSTITUTION OF SCIENCE

TUVINIAN INSTITUTE FOR EXPLORATION OF NATURAL RESOURCES

OF THE SIBERIAN BRANCH OF THE RUSSIAN ACADEMY OF SCIENCES

STATE AND EXPLORATION

OF NATURAL RESOURCES

OF TUVA AND ADJACENT

REGIONS OF CENTRAL ASIA.

ECOLOGICAL AND ECONOMIC

PROBLEMS OF NATURAL

RESOURCES USE:

FASCICLE 14 EDITOR-IN-CHIEF

DOCTOR O F GEOLOGO-MINERALOGICAL SCIENCES

V.I. LEBEDEV

TUVIENR SB RAS

KYZYL – 2016

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ

СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК

ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ НАУКИ

ТУВИНСКИЙ ИНСТИТУТ КОМПЛЕКСНОГО ОСВОЕНИЯ ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ

СИБИРСКОГО ОТДЕЛЕНИЯ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК

СОСТОЯНИЕ И ОСВОЕНИЕ

ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ ТУВЫ

И СОПРЕДЕЛЬНЫХ РЕГИОНОВ

ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ.

ЭКОЛОГО-ЭКОНОМИЧЕСКИЕ

ПРОБЛЕМЫ

ПРИРОДОПОЛЬЗОВАНИЯ:

ВЫПУСК 14

ОТВЕТСТВЕННЫЙ Р Е Д А К Т О Р

Д О К Т О Р Г Е О Л О Г О -МИНЕРАЛОГИЧЕСКИХ Н А У К

В.И. ЛЕБЕДЕВ

ТУВИКОПР СО РАН

КЫЗЫЛ – 2016 УДК 330.15; 550 + 550.4 + 552.3 + 551.24 + 553.94; 550.34; 574.91; 332.1; 662.27 + 66.08 ББК 20.1 (2 Рос. Тув. + 5 Монг.) С 668

С 668 СОСТОЯНИЕ И ОСВОЕНИЕ ПРИРОДНЫХ РЕСУРСОВ ТУВЫ И

СОПРЕДЕЛЬНЫХ РЕГИОНОВ ЦЕНТРАЛЬНОЙ АЗИИ. ЭКОЛОГОЭКОНОМИЧЕСКИЕ ПРОБЛЕМЫ ПРИРОДОПОЛЬЗОВАНИЯ: ВЫПУСК 14

/ Отв. ред. докт. геол.-мин. наук В.И. Лебедев [Электрон. ресурс: февр.

2017]. – Кызыл: ТувИКОПР СО РАН, 2016. – 154 с.: цв. ил. – Режим доступа: http://ipc-publisher.ru/collections_1.aspx?id_sb=17, свободный.

ISBN 978–5–94897–071–4 В сборник включены работы учных, в течение многих лет проводящих комплексные исследования на территории Тувы и сопредельных регионов в Центральной Азии.

Материалы сборника предназначены для исследователей, работающих в соответствующих областях знаний, могут быть полезны для студентов старших курсов вузов и аспирантов.

Иллюстрации 60. Таблицы 10. Библиография 307 назв.

Редакционная коллегия: докт. геол.-мин. наук В.И. Лебедев — отв. редактор;

О.С. Черезова — редактор материалов;

канд. техн. наук В.И. Котельников;

кандидаты геол.-мин. наук С.Г. Прудников, А.А. Монгуш;

докт. экон. наук Г.Ф. Балакина; канд. экон. наук Д.Ф. Дабиев;





докт. биол. наук В.В. Заика Рецензенты: докт. геол.-мин. наук Ю.А. Калинин (ИГМ СО РАН, Новосибирск);

докт. экон. наук Ю.Г. Полулях (Поволжский НИИ экономики и организации АПК, Саратов)

С 668 STATE AND EXPLORATION OF NATURAL RESOURCES OF TUVA AND

ADJACENT REGIONS OF CENTRAL ASIA. ECOLOGICAL AND ECONOMIC

PROBLEMS OF NATURAL RESOURCES USE: FASCICLE 14 / Editor-in-chief Doctor of Geologo-Mineralogical Sciences V.I. Lebedev [Electron. resource: February, 2017]. – Kyzyl: TuvIENR SB RAS, 2016. – 154 p. – Access mode: http://ipc-publisher.ru/collections_1.aspx?id_sb=17, free.

The collection includes the works of the scientists carrying out integrated studies on the territory of Tuva and adjacent regions of Central Asia.

The materials of the collection are intended for researchers in the related fields, undergraduate and postgraduate students.

Illustrations 60. Tables 10. References 307.

Editorial Board: Doctor of Geologo-Mineralogical Sciences V.I. Lebedev — Editor-in-chief;

O.S. Cherezova — Editor;

Candidate of Engineering Sciences V.I. Kotelnikov;

Candidates of Geologo-Mineralogical Sciences S.G. Prudnikov, A.A. Mongush;

Doctor of Economic Sciences G.F. Balakina; Candidate of Economic Sciences D.F. Dabiev;

Doctor of Biological Sciences V.V. Zaika Reviewers: Doctor of Geologo-Mineralogical Sciences Yu.A. Kalinin (IGM SB RAS, Novosibirsk);

Doctor of Econ. Sciences Yu.G. Polulyakh (Volga Research Institute of AIC Economics and Organization, Saratov)

–  –  –

Овсюченко А.Н., Бутанаев Ю.В. СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ [Ovsyuchenko A.N. and Butanaev Yu.V. SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA] 7 Лебедев В.И. МЕТАЛЛОГЕНИЯ ТУВИНСКО-МОНГОЛЬСКОГО СЕГМЕНТА

ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

[Lebedev V.I. METALLOGENY OF THE TUVA-MONGOLIAN SEGMENT OF THE CENTRAL ASIAN FOLD BELT]

Лебедев В.И. ГИДРОТЕРМАЛЬНАЯ РТУТНО-СЕРЕБРЯНАЯ МИНЕРАЛИЗАЦИЯ

В МЕСТОРОЖДЕНИЯХ РАЗЛИЧНОЙ ФОРМАЦИОННОЙ ПРИНАДЛЕЖНОСТИ

[Lebedev V.I. HYDROTHERMAL MERCURY-SILVER MINERALIZATION IN DEPOSITS OF VARIOUS FORMATIONS]

Лебедев В.И. БЛАГОРОДНЫЕ МЕТАЛЛЫ В КОБАЛЬТОВЫХ МЕСТОРОЖДЕНИЯХ

[Lebedev V.I. PRECIOUS METALS IN COBALT DEPOSITS]

Монгуш А.А. БАЗАЛЬТОВЫЕ КОМПЛЕКСЫ САЯНО-ТУВИНСКОЙ

ПРЕДДУГОВОЙ ЗОНЫ: ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ ПОЛОЖЕНИЕ,

ГЕОХИМИЯ, ГЕОДИНАМИКА

[Mongush A.A. BASALTIC COMPLEXES OF THE SAYAN-TUVA FOREARC:

GEOLOGICAL SETTING, GEOCHEMISTRY, GEODYNAMICS]

Монгуш А.А. ГЕОЛОГО-СТРУКТУРНОЕ ПОЛОЖЕНИЕ ЗОЛОТОГО

ОРУДЕНЕНИЯ АМЫЛО-СЫСТЫГХЕМСКОГО УЗЛА (ЗАПАДНЫЙ САЯН)

[Mongush A.A. TECTONIC POSITION OF GOLD MINERALIZATION OF THE AMYLO-SYSTYGKHEM ORE NODE (WEST SAYAN)]

Балакина Г.Ф. ПРОБЛЕМЫ ФОРМИРОВАНИЯ

ЦЕЛЕВОЙ ЭКОНОМИЧЕСКОЙ ЗОНЫ В ТУВЕ

[Balakina G.F. PROBLEMS OF CREATION OF A TARGETED ECONOMIC AREA IN TUVA]

Балакина Г.Ф. ПРОБЛЕМЫ И ДИНАМИКА РАЗВИТИЯ РЫНКА ТРУДА В ТУВЕ В 2000–2015 ГГ. И В ПЕРСПЕКТИВЕ ДО 2030 Г.

[Balakina G.F. PROBLEMS AND DYNAMICS OF THE LABOUR MARKET DEVELOPMENT IN TUVA IN 2000–2015 AND THEIR PROJECTIONS FOR 2030]......... 107 Сапелкина Т.В., Куликова М.П., Кара-Сал Б.К.

ВЛИЯНИЕ ХИМИЧЕСКОГО МОДИФИЦИРОВАНИЯ

НА ФИЗИКО-ХИМИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ЦЕОЛИТСОДЕРЖАЩИХ ПОРОД

[Sapelkina T.V., Kulikova M.P., and Kara-Sal B.K.

INFLUENCE OF CHEMICAL MODIFICATION

ON PHYSICO-CHEMICAL PROPERTIES OF ZEOLITE CONTAINING ROCK]................ 112 Забелин В.И. РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ТОКСИЧНЫХ ХИМИЧЕСКИХ ЭЛЕМЕНТОВ

В ПРИРОДНЫХ И АНТРОПОГЕННЫХ СРЕДАХ НА ТЕРРИТОРИИ

ГОКА «ТУВАКОБАЛЬТ»

[Zabelin V.I. THE DISTRIBUTION OF TOXIC CHEMICAL ELEMENTS

IN NATURAL AND ANTHROPOGENIC ENVIRONMENTS NEAR

THE FORMER «TUVAKOBALT» PLANT]

Кальная О.И., Аюнова О.Д.

ОСОБЕННОСТИ ФУНКЦИОНИРОВАНИЯ И ГИДРОХИМИЯ

ШАГОНАРСКОГО ПЛЁСА САЯНО-ШУШЕНСКОГО ВОДОХРАНИЛИЩА

[Kalnaya O.I. and Ayunova O.D.

FUNCTIONING FEATURES AND HYDROCHEMISTRY OF THE SHAGONAR POOL

OF THE SAYANO-SHUSHENSK WATER RESERVOIR]

Куулар Х.Б., Намзын Ш.А. ОЦЕНКА ПОЖАРОВ РАСТИТЕЛЬНОСТИ

НА ТЕРРИТОРИИ БАЛГАЗЫНСКОГО ЛЕСНИЧЕСТВА

[Kuular Kh.B. and Namzyn Sh.A. WILDFIRE ASSESSMENT ON THE TERRITORY OF THE BALGAZYN FORESTRY]

Куулар Х.Б., Балчыр Ч.А. АНАЛИЗ СВЯЗИ ПОВРЕЖДЕНИЙ РАСТИТЕЛЬНОСТИ

НА ТЕРРИТОРИИ ШАГОНАРСКОГО ЛЕСНИЧЕСТВА С ПОТЕПЛЕНИЕМ КЛИМАТА

[Kuular Kh.B. and Balchyr Ch.A. ANALYSIS OF THE RELATIONSHIP OF THE SHAGONAR FORESTRY VEGETATION DAMAGE AND CLIMATE WARMING]

Куулар Х.Б., Куулар О.Б. ВОЗДЕЙСТВИЕ ПОЖАРОВ РАСТИТЕЛЬНОСТИ

НА ДЫХАТЕЛЬНУЮ СИСТЕМУ ЧЕЛОВЕКА (НА ПРИМЕРЕ ТУВЫ)

[Kuular Kh.B. and Kuular O.B. THE IMPACT OF AIR POLLUTION FROM VEGETATION FIRES ON RESPIRATORY PROBLEMS (IN TUVA)]

Прудникова Т.Н., Прудников С.Г.

НАХОДКИ ДРЕВНЕЙ ЛАТУНИ В УБСУНУРСКОЙ КОТЛОВИНЕ

[Prudnikova T.N. and Prudnikov S.G.

ANCIENT BRASS FINDINGS IN THE UBSUNUR BASIN]

СВЕДЕНИЯ ОБ АВТОРАХ [ABOUT THE AUTHORS]

УДК: 550.34

–  –  –

комплексного освоения природных ресурсов СО РАН (Кызыл, Россия)

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

В работе представлены результаты сейсмогеологических исследований юго-запада Тувы. Эта область давно известна своей высокой сейсмической активностью и яркими геологическими проявлениями очагов сильных землетрясений. Изучены активные разломы: Шапшальский, Монгун-Тайгинский, Кызыл-Хаинский, Кобдинский и Устю-Ыйматинский. Установлено, что этот высокоактивный сейсмотектонический узел очень опасен, может вызвать разрушительные землетрясения магнитудой 7 на огромной территории. На основе палеогеографических данных удалось датировать возраст последнего обновления Монгун-Тайгинского разлома.

Ключевые слова: сейсмотектоника, активный разлом, уступ, ров, магнитуда.

Ил. 29. Библ. 32 назв. С. 7–35.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ.

Гранты: 14–05–00091; 15–45–04351_р_сибирь_а; 15–35–50401.

A.N. OVSYUCHENKO1 AND YU.V. BUTANAEV2 1 Schmidt Institute of Physics of the Earth RAS (Moscow, Russia);

2 Tuvinian Institute for Exploration of Natural Resources SB RAS (Kyzyl, Russia)

SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA

The work presents results of seismogeological researches of the south west of Tuva.

This area has long been known for its high seismic activity and intense geological expressions of foci of strong earthquakes. Some active faults (Shapshal, Mongun-Tayga, Kyzyl-Khaya, Kobdu, and Ustyu-Yymat) were studied in the process of field observation.

It was determined that this highly active seismotectonic knot is very dangerous and able to produce destructive earthquakes with magnitude 7 on the vast territory. Paleogeographic data permitted us to date the age of the recent rejuvenation of the MongunTaiga fault.

Keywords: seismotectonics, active fault, escarpment, rupture.

Figures 29. References 32. P. 7–35.

ВВЕДЕНИЕ. Юго-западная часть Тувы расположена в области торцового сочленения Западного Танну-Ола и Западного Саяна с Алтайской горной страной. Эта область давно известна своей высокой сейсмической активностью и яркими геологическими проявлениями очагов сильных землетрясений. В Монгольском Алтае ранее были изучены сейсморазрывы: вдоль Кобдинского разлома — Чихтэйн длиной 27 км и АрХутэл длиной 200 км; Фуюньского землетрясения 1931 года протяжнностью ~ 180 км; Урэгнурского землетрясения 1970 г. длиной первые километры (Хилько и др., 1985). Там же выявлены палеосейсмодислокации Бидж длиной 25 км, Булган — 30-ти км и Сагсай — 35–37 км (Хилько и др., 1985).

В 1970 году к западу от оз. Урэг-Нур произошло землетрясение с М = 7, породившее сложную взбросо-сдвиговую систему нарушений длиной не более 10-ти км.

В 2003 году уже в Горном Алтае, произошло Чуйское (Алтайское) землетрясение с © А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

М = 7,3, породившее правосдвиговый сейсморазрыв длиной ~ 70 км, детально изученный с палеосейсмологической точки зрения (Рогожин и др., 2007, 2008).

Следы нескольких сильных доисторических землетрясений с реконструированной магнитудой порядка 7–8, имевших место в последние 9000 лет, были обнаружены в Горном Алтае ещ до события 2003 г. (Рогожин, Платонова, 2002). То есть высокосейсмичным регион остатся с доисторических времн.

Несмотря на значительную удалнность от крупных населнных пунктов, этот высокоактивный сейсмотектонический узел очень опасен, т. к. может вызвать разрушительные сотрясения на огромной территории. Здесь находят продолжение активные разломы Западной Монголии, в зонах которых неоднократно происходили катастрофические землетрясения с магнитудой М 7. Но специальные сейсмогеологические исследования на юго-западе Тувы не проводились, а гравитационные сейсмодислокации и четвертичные смещения по разломам фрагментарно отмечались либо при геологической съмке (Вишневский и др., 1965; Девяткин, 1965), либо на территории Монголии (Хилько и др., 1985; Лукина, 1992; Молнар и др., 1995). В итоге, на фоне близлежащего Алтая, Юго-Западная Тува выглядит практически неизученной.

ОСНОВНЫЕ МОРФОСТРУКТУРЫ РЕГИОНА И ИСТОРИЯ ИХ РАЗВИТИЯ. Одной из

важнейших предпосылок оценки сейсмической опасности геологическими методами является представление о том, что активное развитие морфоструктур, характеризующихся различной степенью дифференциации и интенсивности тектонических движений, приводит к накоплению напряжений в крупных объмах земной коры.

Рисунок 1. Схема морфотектоники Юго-Западной Тувы и прилегающих территорий Основные активные разломы: 1 — преимущественно взбросо-надвиги (бергштрихи направлены в строну поднятого крыла); 2 — преимущественно сдвиги (стрелками показаны направления смещений); 3 — сейсморазрывы современных сильных землетрясений.

Названия разломов: Ю-Т — Южно-Таннуольский, Ша — Шапшальский, Ц-Ш — ЦаганШибэтинский, Ко — Кобдинский, То — Толбонурско-Сагсайский, Кур — Курайский, Куб — Кубадринский, Чу — Чулышманский.

© A.N. OVSYUCHENKO AND YU.V. BUTANAEV

SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA

Разрядка таких напряжений, хотя и возможна в пределах активно развивающихся блоков, обычно связана с подвижками по зонам активных разломов, контролирующих развитие этих морфоструктур. В связи с этим, при детальной оценке сейсмической опасности одно из важнейших мест занимает выявление и геологический анализ активности зон сочленения основных морфоструктурных элементов на протяжении последних нескольких тысяч лет.

Рельеф рассматриваемого в работе орографического узла самым тесным образом связан с активными разломами (рис. 1).

Горные хребты, межгорные впадины, нагорные плато и горные массивы здесь обнаруживают конформность по отношению к геологическому строению и чткое соответствие темпам и характеру молодых тектонических процессов, т. е. представляют собой классические морфоструктуры. Это вытянутые в северо-западном направлении хребты Шапшальский и Цаган-Шибэту и отделнные от них Джулукульской и Каргинской впадинами горный массив Монгун-Тайга и хр. Чихачва.

Джулукульская, Каргинская и прилегающая к последней с востока Урэгнурская межгорные впадины представляют собой в морфотектоническом отношении единый объект — тектоническую депрессию рампового типа, выполненную континентальными отложениями раннеюрского, миоценового и позднеплиоцен-четвертичного возраста (см. рис. 1). Ярко выраженной границей депрессии с Шапшальским и ЦаганШибэтинским хребтами служит Шапшальский взбросо-надвиг. Этот разлом, по которому хребты взброшены в южном и юго-западном направлении на межгорные впадины, вытянут вдоль фронта обширной торцовой границы Западного Танну-Ола и Западного Саяна с Алтайской горной страной.

Вытянутый в восток-северо-восточном направлении хр. Западный Танну-Ола, южный склон которого обрезан одноимнным разломом, имеет асимметричное строение. Вдоль южного склона хребта, резко приподнятого над Убсунурской впадиной, развита серия узких приподнятых блоков-форбергов и впадин (Масарский, Рейснер, 1971). Самая западная из таких впадина (Саглынская) зажата между хребтами ЦаганШибэту и Западный Танну-Ола.

Система горных массивов хр. Чихачва вытянута в север-северо-западном направлении вдоль зоны Кобдинского активного разлома (см. рис. 1), который обрезает горные массивы хр. Чихачва с востока, сформировав резкую эрозионнотектоническую ступень на границе с Ачитнурской впадиной. Эта впадина представляет собой самое северное звено протяжнной Предалтайской зоны депрессий.

Кобдинский разлом был хорошо изучен на территории Монголии, однако о его окончании в Юго-Западной Туве практически ничего не известно.

В тектоническом клине между Кобдинским и Шапшальским разломами расположен изометричный горный массив Монгун-Тайга. Он представляет собой среднепалеозойский гранитоидный массив, приподнятый над раннепалеозойскими сланцами, сильно метаморфизованными и смятыми в сложные веерообразные складки.

ИСТОРИЯ РАЗВИТИЯ СОВРЕМЕННЫХ МОРФОСТРУКТУР прослеживается с начала мезозоя. Отличительной особенностью региона является унаследованность современными морфоструктурами основных черт мезозойской эпохи активизации. Так, в Джулукульско-Каргинской впадине сохранился раннеюрский прогиб, на который надвинуты протерозойско-палеозойские образования Шапшальского и Цаган-Шибэтинского хребтов. Прогиб заполнен грубой, сероцветной молассой, представленной угленосными озрно-аллювиальными отложениями — валунниками, конгломератами, гравелитами, песчаниками и алевролитами мощностью до 2600 м (Геология…, 1990).

© А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

Нижнеюрские отложения собраны в сжатые линейные складки с углами 70–80, вплоть до запрокинутых. Большая мощность и состав раннеюрских осадков свидетельствуют о возникновении в мезозое гор и впадин на месте современных морфоструктур. Фациальный и вещественный состав осадков показывает, что снос обломочного материала в раннеюрское время происходил именно с поднятия Шапшальского хребта (Башарина, 1968).

Юрские молассовые отложения отмечены во многих современных межгорных впадинах Монгольского и Горного Алтая и вдоль его границы с Саянской горной системой. Высота горных сооружений в это время могла достигать первых тысяч метров в южной части Алтайской горной страны и 1500 м — в северной, что приблизительно соответствует современным отметкам (Адаменко и др., 1969).

Юго-восточнее Шапшальской в сходной тектонической позиции известна Предханхухийская зона разломов. Она расположена на границе хр. Хан-Хухийн и Хяргаснурской впадины, также выполненной нижнеюрскими и кайнозойскими осадками. Здесь также зафиксировано надвигание в южном направлении палеозойских пород на юрские, а последних, в свою очередь, — на четвертичные (Девяткин, 2000).

По мнению Е.В. Девяткина (2000) Джулукульско-Каргинская и Хяргаснурская впадины в ранней юре представляли собой единую структуру. По Цаган-Шибэтинскому субмеридиональному правому сдвигу за послесреднеюрское время они были смещены на 70 км.

Конец мезозоя – начало кайнозоя (поздний мел – эоцен) — это эпоха выравнивания и формирования площадной коры выветривания на Алтае-Саянском нагорье.

Тектоническая стабилизация привела к денудации юрских гор и формированию низкогорно-равнинного рельефа в условиях молодой платформы. От последовавшего в позднем кайнозое глубокого размыва сохранилась лишь нижняя зона дезинтеграции — структурный грубообломочный элювий преимущественно красноцветного облика (Александровский и др., 2008). К настоящему времени кора выветривания практически полностью уничтожена и сохранилась лишь отдельными небольшими фрагментами на водораздельных плато, в межгорных котловинах и по периферии Алтае-Саянского нагорья, под чехлом неоген-четвертичных отложений. В районе наших исследований (Юго-Западная Тува) маломощная кора выветривания, отнеснная к позднему мелу – эоцену, обнаружена под миоценовыми отложениями на девонских гранитах по левому берегу р. Каргы (Вишневский и др., 1965) и вдоль северного берега оз. Хиндиктиг-Холь и на склонах долины р. Моген-Бурен (Девяткин, 1965).

Позднекайнозойский орогенез протекал в две крупных эпохи. В течение первой из них (олигоцен-миоценовой) деформации носили преимущественно сводовоглыбовый характер, в результате чего оформились крупные изометричные сводовые поднятия, осложннные линейно-вытянутыми сводово-горстовыми структурами и неглубокими впадинами (Девяткин, 1965). Стадийность кайнозойского горообразования запечатлена в осадках межгорных впадин, самая крупная из которых частично унаследовала юрский прогиб в долине р. Каргы. Миоцен представлен здесь угленосными отложениями озрно-болотного и озрно-речного происхождения мощностью до 120 м.

По вещественному составу и спорово-пыльцевым спектрам отложения сопоставляются с нижне-среднемиоценовой кошагачской свитой Горного Алтая (Девяткин, 1965).

Миоценовые осадки коррелируются с начальным этапом расчленения позднемеловой – эоценовой поверхности выравнивания в процессе роста крупных сводовых поднятий. В современном рельефе этому этапу отвечают останцы слаборасчленнного мелкосопочного рельефа водораздельных плато. Реликты древнего рельефа © A.N. OVSYUCHENKO AND YU.V. BUTANAEV

SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA

сохранились от эрозии в тектонических депрессиях, испытавших лишь относительное опускание, но поднятых на большую абсолютную высоту в результате общего роста гор. К таким реликтам в рассматриваемом регионе относится «законсервированная» котловина озера Хиндиктиг-Холь.

Вторая — плиоцен-четвертичная эпоха орогенеза отличалась быстрым ростом гор и интенсивными разрывными деформациями. Максимальная фаза активизации тектонических движений, начавшаяся, согласно данным трекового датирования, в раннем плиоцене ~ 5 млн лет назад (Буслов и др., 2008), обусловила накопление грубообломочных отложений и начало формирования современного рельефа (Девяткин, 1965). В верховьях р. Каргы фаза активизации тектонических движений фиксируется угловым несогласием, когда выветрелая и размытая поверхность миоцена оказалась перекрытой грубыми отложениями буроцветной серии плиоцен-эоплейстоценового возраста (Вишневский и др., 1965; Александровский и др., 2008). По своей литологии, условиям залегания и степени дислоцированности отложения буроцветной серии резко отличаются от нижележащих отложений олигоцена – неогена. Осадки буроцветной серии характеризуются сильной фациальной изменчивостью. Судя по распределению фаций, сформировались они в геоморфологических условиях, близких к современным. Так, аллювиальные фации отмечаются в основании разрезов долин, пролювиальные — вдоль подножий горных хребтов, а озрные — в межгорных впадинах (Девяткин, 1965).

Анализ обломочного материала из буроцветных и залегающих ниже угленосных осадков нижнего – среднего миоцена, выполненный Е.В. Девяткиным (1965), показал их значительные различия. В раннем – среднем миоцене снос обломочного материала в Каргинскую впадину шл с юго-запада и юга, т. е. с горного массива Монгун-Тайга, а во время накопления буроцветной серии обломочный материал стал поступать с Шапшальского хребта. Одновременно с отложением буроцветной серии происходило формирование железистой коры выветривания. Она представлена сильно ожелезннными, маломощными, щебнистыми и гравийными накоплениями.

В пределах Горного Алтая такие образования обнаруживаются не только практически во всех впадинах, но и по долинам многих крупных рек (Богачкин, 1981).

Поднятия четвертичного времени окончательно сформировали основные черты современного рельефа региона. В среднем – позднем плейстоцене большие площади были подняты за снеговую линию, что в совокупности с общеклиматическим фактором послужило стимулом к образованию ледников (Новиков, 2004).

В рельефе и молодых осадках Горного Алтая отчтливо выделяются следы трх оледенений:

максимального и двух постмаксимальных позднеплейстоценовых (Девяткин, 1965).

Последнее оледенение, в отличие от двух предыдущих полупокровных, носило горно-долинный характер. Эволюция оледенения от полупокровного к горно-долинному рассматривается как следствие роста гор и их расширения за счт прилегающих межгорных впадин, в результате чего к началу первого позднеплейстоценового ледниковья долины были врезаны на 250–500 м, а к началу второго — на 150–300 м (Агатова, 2005).

Радиоуглеродный возраст осадков, перекрывающих отложения последнего оледенения, не превышает 10–12 тыс. лет, а для подстилающих флювиогляциальных отложений получены датировки в 30–42 тыс. лет (Бутвиловский, 1993).

В Юго-Западной Туве лучше всего выражены следы двух последних оледенений, представленные ледниковыми трогами и стадиальными моренами, которые являются хорошими маркерами при отслеживании молодых тектонических деформаций, сосредоточенных в зонах нескольких основных разломов. Максимальным © А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

распространением пользуются следы предпоследнего оледенения. На хребтах (Шапшальский, Чихачва) и горном массиве Монгун-Тайга оно имело альпийский характер и запечатлено в виде ледниковых трогов, разрушаемых эрозионными и обвальноосыпными процессами. У их подножия, в результате резкого изгиба продольного профиля долин, создавались условия для аккумуляции ледниковых отложений большой мощности.

На Чулышманском плато и в Джулукульской впадине это оледенение носило характер покровного (Девяткин, 1965). О времени начала последнего ледниковья можно судить по радиоуглеродной датировке обломков стволов лиственницы в 48– 56 тыс. лет, обнаруженной в мрзлой толще морены массива Монгун-Тайга на абсолютной высоте 2900 м (Чистяков и др., 2008).

Эволюция рельефа в голоцене хорошо изучена в соседнем с Юго-Западной Тувой Горном Алтае. По мнению А.Р. Агатовой и др. (2012), многочисленные радиоуглеродные даты моренных комплексов и верхней границы леса в пределах СевероЧуйского хребта свидетельствуют о практически полной деградации оледенения не позже 7000 лет назад и трх активизациях долинных ледников во второй половине голоцена. Эти активизации произошли 4900–4200 (акхемская стадия), 2300–1700 л. н.

(«историческая» стадия) и в конце XIII – середине XIX вв. (стадия актру или «малый ледниковый период») (Агатова и др., 2012). В периоды потеплений между стадиями происходило значительное сокращение либо полная деградация ледников и регенерация леса в зоне современного оледенения. В периоды похолоданий помимо продвижения ледников происходило формирование каменных глетчеров на склонах ледниковых трогов и в днищах долин. В горном массиве Монгун-Тайга образование каменных глетчеров также происходило стадийно, о чм свидетельствует перекрытие некоторых из них голоценовыми моренами (Чистяков и др., 2008).

ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ПОЗИЦИЯ ИЗВЕСТНЫХ СИЛЬНЫХ ЗЕМЛЕТРЯСЕНИЙ РЕГИОНА.

Период инструментальных наблюдений в Алтае-Саянском регионе начинается с 1963 г.

50 лет — небольшой интервал времени для выявления сейсмоактивных структур методами сейсмологии, но сейсмическая активность региона столь высока, что за это время успели проявить себя несколько сейсмогенерирующих структур (рис. 2). Поэтому выявление геолого-структурной позиции Юго-Западной Тувы и сейсмотектонических механизмов сильных землетрясений имеет непосредственное отношение к оценке сейсмоопасности региона.

Исторические сведения о сильных землетрясениях имеются примерно для 250 последних лет. Первые, очень неопределнные сведения, относятся к землетрясению 1771 г., эпицентр которого размещался в северной части Шапшальского хребта (см. рис. 1) (Новый…, 1977). О землетрясении практически ничего не известно, кроме того, что оно ощущалось в Рудном Алтае. Координаты эпицентра и магнитуда этого события (М = 6,0) определены с очень большой погрешностью ( 2). Такая точность локации эпицентра не дат представления о позиции землетрясения даже на уровне крупнейших морфоструктур.

В целом же Шапшальский хребет с прилегающими впадинами проявил себя большим количеством слабых землетрясений на протяжении всего периода инструментальных наблюдений и давно известен в качестве сейсмоактивной структуры.

Среди умеренных по силе землетрясений следует отметить события: 1986 года с магнитудой М = 5,6 в районе предполагаемого эпицентра землетрясения 1771 г.;

1962 года с магнитудой М = 5,1 у границы с Монголией; 1995 года с магнитудой М = 5,4 в районе озера Хиндиктиг-Холь.

© A.N. OVSYUCHENKO AND YU.V. BUTANAEV

SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA

Рисунок 2. Сейсмичность Юго-Западной Тувы и прилегающих территорий (по данным АСФ ГС РАН и Новый…, 1977; для наиболее сильных землетрясений, описанных в тексте, указан год их возникновения; названия разломов см. на рис. 1) В XVIII веке по соседству с рассматриваемым районом произошло Монгольское землетрясение 1761 года, которое по охваченной сотрясениями площади стоит в одном ряду с такими разрушительными событиями как Хангайское 1905 г., МонголоАлтайское 1931 г. и Гоби-Алтайское 1957 г.

Это землетрясение ощущалось в Усть-Каменогорске с интенсивностью 7 баллов, в Семипалатинске (6–7 баллов), в Барнауле, Бийске, на Колывано-Воскресенских рудниках (6 баллов) и привязывается к системе сейсморазрывов Ар-Хутэл (Хилько и др., 1985). По макросейсмическим данным и длине разрыва магнитуда этого землетрясения оценена в М = 8,0–8,3, а интенсивность в эпицентре предположительно составляла 11 баллов.

Структура Ар-Хутел, расположенная на центральном отрезке Кобдинского разлома, представляет собой относительно свежий, ярко выраженный правосдвиговый сейсморазрыв общей протяжнностью 215 км, с горизонтальным смещением до 7 м (в среднем — 4 м) и вертикальным смещением до 3 м (в среднем — 1,5 м) (Хилько и др., 1985). В окрестностях города Ховд, при устойчивой господствующей правосдвиговой компоненте смещений, на отдельных отрезках разлом демонстрирует взбросовую морфологию с приподнятым восточным или западным крылом (Рогожин и др., 2013). Широко распространены здесь также и сейсмогравитационные нарушения поверхности: оползни, обвалы и камнепады, тяготеющие к главной сдвиговой зоне.

По данным В.Г. Трифонова (1999) сейсмотектоническая подвижка по разрыву АрХутел произошла 460 л. н., т. е. приблизительно в начале XVI века, а предыдущее событие такого же ранга — на 700–750 лет раньше. В окрестностях Ховда за последние более чем 7 тыс. лет реконструировано 5 сейсмических событий с М = 8,0 0,2 (Рогожин и др., 2013). Последнее из них произошло позже 700 лет назад. То есть полной ясности с положением очага землетрясения 1761 г. нет.

© А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

По хребту Западный Танну-Ола имеются крайне ограниченные сведения о землетрясении 1902 г. (см. рис. 2) с М = 6,6 и интенсивностью сотрясений в эпицентре 7–8 баллов (Новый…, 1977). Положение эпицентра и магнитуда для этого события определены с погрешностью 2 и 0,2 соответственно. При такой точности локализации эпицентра тектоническую позицию землетрясения сложно определить даже на уровне крупнейших морфоструктур.

Более конкретные сведения собраны об Ачитнурском землетрясении 1938 года (см. рис. 2). По инструментальным данным, его эпицентр находился в северной части Монгольского Алтая, на западном берегу оз. Ачит-Нур. О нм известно, что 6-тибалльные сотрясения были в пос. Кош-Агач, в Зыряновске — 5 баллов, в УстьКаменогорске — 3–4 балла; ощущалось оно и в городах Семипалатинске и Барнауле.

Магнитуда, рассчитанная по параметрам макросейсмического поля, составила 6,9, а интенсивность в эпицентре могла достигать 9-ти баллов (Хилько и др., 1985). Наиболее сильно это землетрясение проявилось в Цаганнурском районе Монгольского Алтая, в районе Ойгурской межгорной впадины, где в горах произошли массовые камнепады и осыпи, в болотистых местах фонтанировала вода, трескалась земля, а в ранее безводных местах возникли новые источники. По макросейсмическим данным, землетрясение было связано не с Кобдинским разломом, как это следует из инструментальных определений, а с северными ветвями Толбонурско-Сагсайского разлома (см. рис. 2), вдоль одной из которых в 1970-х гг. наблюдалась непротяжнная система трещин (Хилько и др., 1985). На его южном отрезке изучен сейсморазрыв Сагсай с общей протяжнностью зоны сейсмогенного обновления 35–37 км (Хилько и др., 1985). Главная зона дислокаций представлена правосдвиговой системой рвов растяжения и бугров сжатия и короткими взбросовыми участками. Величина горизонтального смещения самых молодых эрозионных долин составляет не менее 3-х м, а величина вертикального смещения достигает 2-х м. По параметрам разрывов рассчитана магнитуда для этого палеоземлетрясения, составившая М = 7,4. Судя по морфологической выраженности разрыва, произошло в пределах последних 300 лет.

Другой район, сейсмоактивный на протяжении всего XX века, расположен на территории Монголии и Юго-Западной Тувы, в районе оз. Урэг-Нур (см. рис. 2).

В 1922 году здесь произошло землетрясение с М = 6,5 и интенсивностью сотрясений в эпицентре 8–9 баллов (Новый…, 1977). Положение эпицентра и магнитуда этого события определены очень приблизительно, с погрешностью 1 и 0,3 соответственно. Более слабые толчки с М 5,5 неоднократно происходили здесь и после.

В 1970 году в этом же районе произошло Урэгнурское землетрясение с M = 7,0.

Очаг землетрясения был приурочен к тектоническому узлу в районе пересечения Шапшальского и Цаган-Шибэтинского разломов, но не был связан ни с одной их магистральных структур. В эпицентральной области землетрясения была обнаружена сложная система разрывов, свидетельствующая об активизации небольшого горного массива с вершиной Цагдул-Ула (Хилько и др., 1985). По характеру деформаций главная система трещин субширотного простирания относится к взбросу с незначительной левосторонней сдвиговой составляющей. Величина вертикального смещения достигла 2-х м, сдвига — 0,5 м. Зафиксированы также и зияющие трещины растяжения шириной до 4-х м. Интенсивность землетрясения в плейстосейстовой зоне площадью приблизительно 50 км2, судя по характеру и масштабу остаточных деформаций, могла достигать 9-ти – 10-ти баллов. Это косвенно свидетельствует о небольшой глубине очага (по-видимому, не более 10-ти км). Разрывы дневной поверхности, в грубом приближении, окружили небольшой горный массив, вовлечнный в сейсмическую активизацию.

© A.N. OVSYUCHENKO AND YU.V. BUTANAEV

SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA

Примечательно, что изосейсты Урэгнурского землетрясения имеют слабо вытянутую в северо-восточном направлении форму, не согласную с субширотным простиранием основной системы сейсморазрывов. Не соответствует простиранию сейсморазрывов и облако афтершоков, вытянутое почти перпендикулярно к их простиранию (Еманов и др., 2012). Афтершоковый процесс протекал главным образом на хр. Цаган-Шибэту. Его активизация, вызванная Урэгнурским землетрясением, не ограничилась афтершоковым процессом. Землетрясения с М = 4,5–5,0 происходили в этом районе в 1975, 1977, 1979, 1980, 1981 и 1988 гг.

Через пять лет после Урэгнурского землетрясения (в 1975 г.) активизировался массив горы Хавцал-Баян-Ула в хр. Цаган-Шибэту. Эта активизация пространственно примыкает к афтершоковой области, но не укладывается в рамки одного афтершокового процесса. Последующие события происходили как на хр. Цаган-Шибэту, так и в районе горы Цагдул-Ула.

Следующее сильное землетрясение (Чуйское) произошло на территории Горного Алтая в 2003 г. Очаг Чуйского землетрясения вышел на поверхность в виде протяжнной ( 70-ти км) системы первичных сейсморазрывов на северных склонах Южно- и Северо-Чуйского хребтов (Рогожин и др., 2007). По разрыву произошло смещение правосдвиговой кинематики. Максимальная величина горизонтальных смещений (1,5–2,0 м) зафиксирована на участке протяжнностью ~ 40 км. В рельефе этот участок приурочен к месту пологого перехода от горных хребтов к Чуйской впадине и Чаган-Узунской межвпадинной перемычке. Помимо магистрального разрыва, на поверхности возникло несколько менее протяжнных оперяющих дизъюнктивных нарушений со значительно более скромными амплитудами смещений (первые десятки см). Характерно, что все активизированные нарушения проявлены в деформациях молодых отложений и форм рельефа.

В качестве отличительной структурно-тектонической черты Чуйского землетрясения можно отметить вращение отдельного горного массива (Чаган-Узунской перемычки) в северо-восточном крыле магистрального сдвига и вовлечение в афтершоковый сейсмический процесс в сдвиговом поле деформаций как межгорных впадин, так и горных хребтов. Проворот Чаган-Узунского блока в момент основного толчка или сразу после него предполагается по характеру афтершокового процесса (Еманов, Лескова, 2005). Вращение отдельного горного массива, очевидно, имело устойчивый характер развития в плиоцен-четвертичное время и зафиксировано в образовании цепочек холмов-форбергов вдоль юго-восточной периферии Курайской впадины, на границе с Чаган-Узунским горным массивом.

Формирование структур сжатия (взбросо-надвигов и форбергов) на границе гор и впадин является ещ одной отличительной структурно-тектонической чертой проявления современного орогенеза в Монголии и на Алтае-Саянском нагорье, подробно описанная Н.А. Флоренсовым (1965) как гобийский «сценарий» горообразования. Заключается она в экспансии гор в сторону впадин за счт надвигания на предгорные прогибы смятия их окраин и втягивания в поднятия.

Сейсмогенная подвижка 2003 года произошла вдоль магистрального сдвига, смещения по которому происходят на протяжении многих тысячелетий. По палеосейсмогеологическим данным, на протяжении последних 5000 лет в этом же очаге произошло 8 землетрясений с М 7,0 (в т. ч. 2003 года), и ещ одно — ~ 8000 л. н.

(Рогожин и др., 2008). Чуйский сейсморазрыв 2003 года вписывается в систему меридиональных сдвигов Монгольского Алтая, надстраивая к северу ТолбонурскоСагсайский активный правый сдвиг (Новиков и др., 2008). В Монгольском Алтае © А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

изучен участок сейсмогенного обновления этого разлома, известный как структура Сагсай, порожднная землетрясением с М = 7,4 (Хилько и др., 1985).

Подвижка вдоль протяжнного, хорошо выраженного в рельефе магистрального разлома и оперяющих его структур — главная отличительная черта сильных землетрясений Монголии и Алтае-Саяна (с магнитудой порядка 7,0 и выше). Более слабые землетрясения, примерно с М 7,0, могут возникать в местах пересечения магистральных разломов и активизировать отдельные горные массивы или межгорные впадины, как это показали Урэгнурское землетрясение 1970 г. и Тувинские землетрясения 2011–2012 гг.

Анализ сейсмичности последних двух с половиной – трх веков показал, что за этот период успели проявить себя следующие сейсмогенерирующие структуры: Чуйско-Толбонурско-Сагсайская; Урэгнурско-Шапшальская и Кобдинская.

Эти структуры представлены цепочками активных разломов, объединнных закономерным сочетанием зон горизонтального сдвига, сжатия и растяжения. Они о бразуют классический структурный рисунок, характерный для ансамблей крупных сдвиговых зон (Новиков и др., 2012).

Сильные современные землетрясения отражают сложную структуру очага с разным количеством отдельных ветвей в сдвиговом поле деформаций. Очевидно, что описанные основные закономерности строения современных сейсморазрывов характерны и для палеосейсмодислокаций, что было хорошо показано на пр имере Монголии (Хилько и др., 1985).

–  –  –

© A.N. OVSYUCHENKO AND YU.V. BUTANAEV

SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA

Рисунок 4. Обследованные древние сейсморазрывы Юго-Западной Тувы Названия разломов: Ша — Шапшальский, М — Мугурский, М-Т — Монгун-Тайгинский, Ко — Кобдинский, У — Устю-Ыйматинский, К — Кызыл-Хаинский.

ПОЛЕВЫЕ НАБЛЮДЕНИЯ. В процессе полевых наблюдений ставилась задача выявления и изучения всех возможных следов сейсмогенной активизации рельефа (последствий древних землетрясений) и активных тектонических деформаций земной поверхности. Основное внимание было направлено на выявление активных разломов, с которыми связаны сейсмотектонические разрывы, сейсмогравитационных образований (оползней, обвалов и т.п.) и сейсмовибрационных структур (следов сейсмогенного разжижения рыхлых обводннных осадков). На рис. 3 показан район полевых наблюдений.

Благодаря почти полному отсутствию лесов, открытости и хорошей обнажнности, район исключительно благоприятен для геоморфологических наблюдений и использования материалов дистанционного зондирования. Хорошими маркерами при отслеживании молодых тектонических деформаций являются широко развитые здесь следы плейстоценового оледенения и речные террасы. Молодые разрывные деформации этих форм рельефа обнаружены в зонах нескольких основных разломов (рис. 4).

Шапшальский разлом представляет собой взбросо-надвиг, по которому каледонский структурный ярус надвинут или взброшен на мезозойский и кайнозойский структурно-вещественные комплексы (Вишневский и др., 1965; Башарина, 1968;

и др.). Величина и характер смещения сильно меняются вдоль простирания разлома.

В направлении с севера на юг простирание Шaпшальского разлома изменяется от © А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

запад-северо-западного к северо-западному и субширотному на границе с Урэгнурской впадиной в Монголии. На северном фланге разлома, Е.В. Девяткиным (1965) в долине р. Сайгоныш установлено вертикальное смещение плейстоценовой морены на 150 м. На отрезке запад-северо-западного и северо-западного направлений разлом имеет характер правостороннего взбросо-сдвига (Лукина, 1992). При изменении простирания Шапшальского разлома на субширотное он приобретает характер пологого надвига с левосторонней компонентой смещений, отсекаемого на востоке ЦаганШибэтинским субмеридиональным активным разломом. В нижнем течении р. Каргы, впадающей в оз. Урэг-Нур, палеозойские породы взброшены на юрские, а те, в свою очередь, на четвертичные осадки Урэгнурской впадины (Лукина, 1988). Крутой взброс здесь прекрасно выражен в рельефе, но сам молодой надвиг, видимо, перекрыт делювиальными толщами, заполняющими узкий приразломный грабен.

В изученном районе разлом очень ярко выражен в рельефе в виде уступа, секущего позднеплейстоценовые морены, ледниковые троги и более молодые речные террасы. В целом, уступ прослеживается вдоль подножия Шапшальского и ЦаганШибэтинского хребтов на многие километры (рис. 5).

Рисунок 5. Схема участка сейсмогенного обновления Шапшальского разлома (показан красной пунктирной линией)

Основной особенностью морфологии уступа является его извилистый характер:

он вдатся в речные долины вверх по течению и отступает в южном направлении на гребнях отрогов хребта между долинами. Такое поведение уступа свидетельствует о пологом залегании разрыва в недрах и надвиговой кинематике смещений.

В истоках р. Каргы позднеплейстоценовая конечная морена испытывает резкий вертикальный изгиб в 80 м (т. н. 1, рис. 6). В правом борту долины, в теле морены, хорошо видно пологое падение разрыва. Уступ нарушает все террасовидные поверхности, выработанные в морене в голоцене после стаивания ледника, вплоть до первой надпойменной террасы в днище долины.

Восточнее уступ прослеживается на поверхности голоценовых пролювиальных шлейфов, перекрывающих позднеплейстоценовую морену (рис. 7). Уступ часто приобретает облик двух-трх непротяжнных валов (рис. 8). Вдоль уступа наблюдаются многочисленные оползни и обвалы рыхлого чехла. В точке наблюдения 2 оползеньобвал полностью перегородил долину мелкого временного ручья и перекинулся на противоположный борт (рис. 9). Он сложен крупнообломочной дезинтегрированной массой, отлетевшей на несколько десятков метров от цирка отрыва.

© A.N. OVSYUCHENKO AND YU.V. BUTANAEV

SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA

Рисунок 6. Уступ (показан пунктирной линией) на поверхности позднеплейстоценовой конечной морены в истоках р. Каргы (правый борт долины р. Каргы, т. н. 1) Внизу — гипсометрический профиль поверхности морены на том же участке.

–  –  –

© А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

Рисунок 8. Уступ на поверхности голоценового пролювиального шлейфа (т. н. 2) Рисунок 9. Оползень-обвал, перегородивший долину ручья (т. н. 2) Во фронтальной части обломочной массы, вероятно, при сильном ударе о противоположный борт ручья, возник напорный вал. Оползень-обвал имеет такой же свежий облик, как и уступ. Циркообразная стенка отрыва почти не заросла травой, а временный ручей до сих пор не пропилил возникшую преграду.

© A.N. OVSYUCHENKO AND YU.V. BUTANAEV

SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA

Во врезах ручьв на пересечении с уступом наблюдается надвигание перетртых коренных пород на пролювиальные отложения и палеопочву. Надвигание на палеопочву фиксирует собой деформацию и захоронение древней дневной поверхности в результате одноактной подвижки, параметры которой удалось замерить в двух местах: высота уступа составляет 6,5–7 м, величина перекрытия палеопочвы перетртыми коренными породами — 4–5,5 м (рис. 10). Калиброванный радиоуглеродный возраст этой палеопочвы — 3445–3611 лет (образец ИГАН 4672). По всей видимости, последнее сильное землетрясение, послужившее причиной этой подвижки, произошло порядка 3000–3500 лет назад.

–  –  –

Большинство мелких ручьв берт сво начало из родников вдоль зоны разлома, приуроченных к молодому нарушению (уступу). Один из таких родников, расположенный прямо на сместителе, виден на рис. 10.

Уступ, порожднный последним землетрясением, имеет свежий облик. Часто он покрыт обломочным материалом, ещ не затянувшимся растительностью. При этом свежий уступ наращивает более высокий древний уступ (рис. 11).

Аналогичные параметры уступ обнаруживает на всм свом протяжении (рис. 12). Он сечт конусы выноса, предгорный пролювиально-коллювиальный шлейф и поверхности речных террас, кроме пойменной.

© А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

–  –  –

Рисунок 13. Схема активных разломов в обрамлении горного массива Монгун-Тайга (разломы: М — Мугурский, М-Т — Монгун-Тайгинский, Ко — Кобдинский, У — Устю-Ыйматинский, К — Кызыл-Хаинский) Длина прослеженного уступа ~ 60 км. Параметры последней подвижки замерены очень приблизительно. И вс же, полученные значения позволяют сугубо предварительно оценить силу палеоземлетрясения, произошедшего в зоне Шапшальского разлома несколько сотен лет назад, приблизительно в М 7,0.

Три разрыва выявлены в обрамлении горного массива Монгун-Тайга (рис. 13).

Для массива характерен альпийский рельеф, сформированный экзарационной деятельностью позднеплейстоценовых ледников и представленный сочетанием каров, цирков, троговых долин, ригелей, ванн выпахивания с многочисленными каровыми озрами.

Вершина г. Монгун-Тайга (3976 м) покрыта небольшим современным ледником.

Массив Монгун-Тайга в плане имеет изометричные очертания, а в сечении асимметричен — его северо-западный макросклон гораздо круче, чем склоны других © A.N. OVSYUCHENKO AND YU.V. BUTANAEV

SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA

экспозиций, что нарушает покатую сводообразную морфологию массива. У подножия север-северо-западного макросклона развиты конечные морены, слагающие холмистую низменность с большим количеством моренно-подпрудных озр. На противоположном южном макросклоне массива ледниковая и водно-ледниковая аккумуляция привели к образованию слабовсхолмлнного моренного рельефа, зандровых равнин, флювиогляциальных камовых террас, испытывающих пологий наклон в южном направлении.

Рисунок 14. Уступ, секущий позднеплейстоценовую конечную морену (т. н. 6)

Массив Монгун-Тайга сложен среднепалеозойскими гранитоидами, которые оказались приподнятыми над раннепалеозойскими сланцами, сильно метаморфизованными и смятыми в сложные веерообразные складки. По данным геологогеофизического моделирования, горный массив Монгун-Тайга до глубины 35–38 км характеризуется пониженными значениями плотности, северо-западным падением плотностных границ под углами 30–40 до глубины 20–23 км и фрагментами их юговосточного падения (Александровский и др., 2008).

Монгун-Тайгинский разлом прослеживается вдоль северо-западного подножия Монгун-Тайгинского массива в виде уступа, рассекающего позднеплейстоценовые ледниковые троги и конечные морены (рис. 14). Уступ прослеживается с водораздела, где он нарушает конечную морену, надвинутую на голоценовую террасу в днище долины р. Дуруг-Суг (рис. 15, 16). В днище долины уступ имеет извилистые очертания и высоту порядка 12–15 м. На сейсмотектонический характер уступа указывает рассечение им как поверхности террас, так и конечной морены. У левого борта долины уступ оказался перекрыт отмершим каменным глетчером (рис. 17). В левом борту долины наблюдается перекрытие уступа склоновыми образованиями — стабилизированными и заросшими обвально-осыпными конусами.

Каменный глетчер имеет характерную гофрированную поверхность, покрытую дугообразными валами, выпуклыми в сторону медленного движения в некогда мрзлом состоянии. Обломочный материал глетчера грубо сортирован. Отмерший каменный глетчер залегает в виде обширного грубообломочного плаща в подножии высокого скального обрыва, к которому прислонены конусы свежих активных осыпей. По степени задернованности и морфологии поверхности можно выделить три основных генерации каменного глетчера (рис. 18).

© А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

Рисунок 15. Уступ, секущий позднеплейстоценовую конечную морену (на ближнем плане) и голоценовую террасу в днище долины р. Дуруг-Суг (на дальнем плане; т. н. 7) Рисунок 16. Уступ, секущий голоценовую террасу в днище долины р. Дуруг-Суг (т. н. 7) © A.N. OVSYUCHENKO AND YU.V. BUTANAEV

SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA

Рисунок 17. Уступ (пунктирная линия), секущий голоценовую террасу в днище долины р. Дуруг-Суг и перекрывающий его неактивный каменный глетчер (т. н. 7) Рисунок 18. Уступ (пунктирная линия), секущий самую раннюю генерацию каменного глетчера (генерации пронумерованы и оконтурены штриховыми линиями, т. н. 7) Самая древняя поверхность покрыта дрном с тундровой растительностью и усеяна отдельными крупными глыбами, выдавленными на поверхность мерзлотными процессами. Средняя генерация менее задернована, покрыта полосовыми каменными россыпями с другой ориентировкой. На поверхности наиболее поздней генерации дерновый покров и растительность практически отсутствуют. Первые две генерации не обнаруживают признаков современной активности; фронтальные валы у них выположены склоновыми процессами.

Последняя генерация выглядит свежей, однако фронтальный вал тоже начинает зарастать. Уступ сечт фронтальный вал первой генерации каменного глетчера, но не прослеживается на поверхности второй. Следовательно, последняя подвижка произошла во время или после формирования первой генерации, но до оформления второй генерации.

© А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

–  –  –

С учтом временных рамок стадий потепления и похолодания в голоцене можно ориентировочно оценить возраст глетчера и верхнюю временную границу подвижки по разлому. Согласно А.Р. Агатовой и др. (2012), этапы активизации долинных ледников и формирование каменных глетчеров произошли: 4900–4200 л. н. (акхемская стадия), 2300–1700 л. н. («историческая» стадия) и в конце XIII – середине XIX вв.

(стадия актру или «малый ледниковый период»). По всей видимости, 1-я генерация отмершего каменного глетчера сформировалась в акхемскую стадию 4900–4200 л. н., 2-я — в «историческую» стадию 2300–1700 л. н., а самая молодая может быть отнесена к «малому ледниковому периоду». По этим данным, последняя подвижка произошла в интервале между 4900–4200 л. н. и 2300–1700 л. н.

Длина прослеженного уступа ~ 12,5 км. К юго-западу от окончания главной системы нарушений прослеживается ещ один короткий сегмент, который наращивает суммарную длину уступа до 22 км (рис. 19). Вдоль системы разрывов наблюдаются в основном вертикальные смещения.

Мугурский разлом обрамляет горный массив Монгун-Тайга с севера (рис. 20, 21). Вдоль него прослеживаются уступы и рвы, приуроченные к крутому перегибу склона и резкому понижению вершинной поверхности. О молодых подвижках вдоль этого уступа свидетельствует смещение пролювиальных отложений (рис. 22). Уступ в долине мелкого ручья нарушает пролювиальные отложения, имеет очень резко выраженный характер и двухступенчатое строение. Высота нижней ступени 2,0–2,2 м;

верхней — 1,5–1,8 м. Возможно, что эти ступени отражают автономные подвижки по разлому.

–  –  –

© A.N. OVSYUCHENKO AND YU.V. BUTANAEV

SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA

Рисунок 21. Уступ в зоне Мугурского разлома Рисунок 22. Смещение пролювиальных отложений (т. н. 16) © А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

Длина охарактеризованной системы нарушений — ~ 15 км. При этом вдоль разрыва наблюдаются исключительно признаки вертикальных смещений.

Кызыл-Хаинский разлом обрамляет горный массив Монгун-Тайга с юга (рис. 23, 24), протягивается вдоль ограничения локальной впадины, в которой расположен пос. Кызыл-Хая, и демонстрирует структуры, типичные для взбросо-надвигов на границах гор и впадин Монголии и Алтае-Саян.

Ниже уступа простирается полого наклонная пьедестальная равнина, образованная слившимися конусами выноса, разорванными вдоль разлома, что свидетельствует о голоценовом возрасте последних тектонических смещений по нему. Здесь наблюдаются уступы и небольшие поднятия-форберги, вдающиеся во впадину со стороны гор (рис. 25). Некоторые форберги подпруживают конусы мелких распадков.

Наблюдаемая картина типична для активных взбросов рассматриваемого региона (Флоренсов, 1965). Длина системы нарушений — ~ 12 км. Вдоль разрыва фиксируются признаки преимущественно вертикальных (взбросовых?) смещений.

Кобдинский разлом представляет собой крупнейший правый сдвиг север-северо-западного простирания со скоростью голоценовых смещений 5–6 мм / год (Трифонов, 1999). По данным ОСР 97 (карты общего сейсмического районирования), сейсмический потенциал северного фланга Кобдинского разлома снижается до Ммакс = 7,5 (Уломов, Шумилина, 1999). И.С. Новиков и др. (2008) полагают, что Кобдинcкий pазлом прослеживается через всю Юго-Западную Туву, образуя западную границу Джулукульcкой впадины, и надстраивается Cайгонышcким взбросом и системой разломов, ограничивающих грабен Телецкого озера.

–  –  –

Рисунок 25. Уступы на поверхности голоценовых конусов выноса (район т. н. 15) На северном отрезке Кобдинского разлома, западнее оз. Ачит-Нур, выявлен сейсморазрыв Чихтэйн (Хилько и др., 1985). В целом разрыв трассируется вдоль обрамления Ачитнурской впадины. Его возраст, определнный по геоморфологическим данным, — примерно 1500 лет. Длина главной зоны дислокаций 27 км, представлена она сглаженным уступом высотой от 0,5 до 1,5–2,0 м и правосдвиговой системой рвов растяжения и бугров сжатия. Разрывы протягиваются как в пределах впадины, так и вдоль западной границы внутривпадинной перемычки. Интересно, что по уступу приподнято восточное крыло, т. е. внутривпадинная перемычка Ачитнурской впадины. По протяжнности сейсморазрыва оценена сила породившего его древнего землетрясения — М = 7,1 (Хилько и др., 1985).

С центральным отрезком Кобдинского разлома, в Монголии, связана сейсмогенная структура Ар-Хутел, представляющая собой относительно свежий ярко © А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

выраженный правосдвиговый сейсморазрыв общей протяжнностью 215 км, с горизонтальным смещением до 7-ми м (в среднем — 4 м) и вертикальным — до 3-х м (в среднем — 1,5 м) (Хилько и др., 1985). Интересно, что в окрестностях Ховда, при устойчивой господствующей правосдвиговой компоненте смещений на отдельных отрезках разлом демонстрирует взбросовую морфологию с приподнятым восточным или западным крылом (Рогожин и др., 2013).

Широко распространены здесь и сейсмогравитационные нарушения поверхности в виде оползней, обвалов и камнепадов, тяготеющие к главной сдвиговой зоне.

С.Д. Хилько и др. (1985) связывают сейсмодислокацию Ар-Хутел с Великим Монгольским землетрясением 09.12.1761 г. Это землетрясение ощущалось в УстьКаменогорске с интенсивностью 7 баллов, в Семипалатинске (6–7 баллов), в Барнауле, Бийске и на Колывано-Воскресенских рудниках (6 баллов). По длине разрыва магнитуда оценена в М = 8,3, а интенсивность в эпицентре предположительно в 11 баллов (Хилько и др., 1985). Как уже отмечалось выше (Трифонова, 1999), это сейсмотектоническое событие произошло ~ 460 л. н., а предыдущее, такого же ранга, на 700–750 лет раньше. За последние примерно 7 тыс. лет в окрестностях Ховда реконструировано 5 сейсмических событий с М = 8,0 0,2 (Рогожин и др., 2013), последнее из которых произошло позже 700 лет назад. Таким образом, полной ясности с положением очага землетрясения 1761 года нет. Вполне возможно, что сейсморазрыв Ар-Хутел может оказаться древнее XVIII века, а землетрясение 1761 года произошло в другой зоне.

Разломная зона трассируется также вдоль долины р. Моген-Бурен. Здесь обнаружен относительно короткий разрыв, секущий как поверхность водораздела, так и 1-ю надпойменную террасу реки (рис. 26). Вдоль разрыва протягиваются рвы и уступы с поднятым западным крылом. В левом борту р. Моген-Бурен ров рассекает поверхность террасы. В результате, в восточном крыле разлома на дневную поверхность оказались выведены коренные породы, покрытые редкой галькой.

Рисунок 26. Общий вид уступа в зоне Кобдинского разлома (между стрелками; район т. н. 11) Рисунок 28. Соотношение уступа в зоне Устю-Ыйматинского разлома (показан пунктирной линией) и надпойменных террас р. Моген-Бурен (показаны штриховыми линиями;

район т. н. 12) © А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

Рисунок 29. Уступ в зоне Устю-Ыйматинского разлома (район т. н. 12) Коренные породы вдоль разрыва представлены зоной милонитизации с жилами кварца и гранитоидов, рассечнными многочисленными трещинами и более глубокими (до 3-х м) расселинами, что может свидетельствовать о встряхивании массива.

Ров заполнен обломочным материалом без следов окатанности и сортировки с прослоями песка, что может свидетельствовать о временной стабилизации склоновых условий. Ров перекидывается на противоположный, правый борт реки, где в поднятом крыле наблюдаются три локальных уровня речных террас, количество которых может быть увязано с количеством подвижек по разлому в голоцене (рис. 27). Длина системы рвов и уступов немногим более 3-х км.

Устю-Ыйматинский разлом выражен в виде системы уступов северо-западного простирания в правом борту одноимнной реки. Здесь наблюдается серия трапециевидных тектонических фасет. На пересечении с этой серией комплекс надпойменных террас в правом борту р. Моген-Бурен резко меняет свои гипсометрические отметки (рис. 28, 29).

К опущенному крылу разлома приурочена впадина, выполненная относительно мощными кайнозойскими отложениями. В верхней части разреза кайнозойских отложений залегает мощная (до 50-ти м) сероцветная толща, сложенная пачками валунников, чередующихся с прослоями песков и гравийников.

Эта толща, скорее всего, имеет ледниковое происхождение и плейстоценовый возраст. Она с размывом перекрывает эоплейстоценовый аллювий мощностью ~ 40 м, представленный плотно сцементированными галечно-мелковалунными отложениями с карбонатным цементом буровато-палевой окраски (Федак и др., 2011). В 0,5 км выше устья р. УстюЫйматы сероцветная толща также с размывом перекрывает ярко окрашенные красноA.N. OVSYUCHENKO AND YU.V. BUTANAEV

SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA

коричневые песчанистые глины с беспорядочно ориентированными прослоями щебня и глыбами палеозойских пород мощностью до 12 м. Красноцветная толща имеет обвальное или делювиально-коллювиальное происхождение и предположительно отнесена к позднему миоцену – раннему плиоцену (Федак и др., 2011).

В основании рассматриваемого разреза Е.В. Девяткин (1965) описал сильно выветрелый горизонт галечника в светлом песке, отнеся его к карачумской свите верхнего олигоцена. В целом, разрез кайнозоя отличается сильной фациальной изменчивостью на небольших расстояниях, а оценки возраста имеют очень большой размах.

В целом, сохранение кайнозойских осадков от размыва произошло на локальном опущенном участке, прилегающем к уступу. В долине р. Моген-Бурен в кайнозойских осадках выработан комплекс из 4-х надпойменных террас. Верхняя терраса обрамляет слаборасчленнную вершинную поверхность и сопоставляется с эоплейстоценовой аллювиальной толщей, залегающей в верхней части разреза кайнозоя во впадине и, повидимому, имеет тот же возраст. В поднятом крыле эта поверхность испытывает воздымание в сторону уступа, где оборвана примерно на уровне 125 м.

На западном фланге системы разрывов на космоснимках можно увидеть несколько ветвей. Они окаймляют участок, сложенный красноцветными отложениями, перекрытыми сероцветной толщей.

Вдоль разрыва наблюдаются признаки в основном вертикальных смещений.

Общая длина системы нарушений — ~ 16 км. В целом же Устю-Ыйматинский разлом оперяет окончание Кобдинского разлома, представляя собой одну из структур, компенсирующих сдвиговые перемещения по этому крупнейшему сдвигу.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ. Проведнные полевые наблюдения позволили заверить несколько выразительных линейных сейсмотектонических форм рельефа в Юго-Западной Туве. Самый протяжнный и хорошо выраженный сейсморазрыв обнаружен в зоне Шапшальского разлома. Его длина ~ 60 км. Параметры последней подвижки замерены очень приблизительно. И вс же, полученные значения в первом приближении характеризуют силу палеоземлетрясения, произошедшего в зоне Шапшальского разлома ~ 3000–3500 лет назад, оценивающуюся в М 7,0.

На основе палеогеографических данных также удатся датировать возраст последнего обновления Монгун-Тайгинского разлома, прослеживающегося вдоль северо-западного подножия горного массива Монгун-Тайга. Последняя подвижка произошла в интервале между 4900–4200 л. н. и 2300–1700 л. н.

Особый интерес представляет северное окончание крупнейшего Кобдинского правого сдвига, расположенное в районе Юго-Западной Тувы. В Юго-Западной Туве, в зоне Кобдинского разлома, выявлен короткий разрыв длиной ~ 3 км, природа которого требует дальнейшего исследования. Для других разрывов, более или менее наджно, оценена их протяжнность, в среднем — 12–16 км. Параметры сейсморазрывов являются одной из основных характеристик сейсмотектонической модели исследованного региона.

Поскольку каждый сдвиг где-то заканчивается по простиранию, горизонтальное смещение поглощается на протяжении разлома или у его концов соответствующими деформациями. В одну сторону происходит сжатие пород, в другую — растяжение.

Сжатие может быть поглощено надвигами и смятием пород в складки продольного изгиба, а растяжение — сбросами или раздвигами (Sylvester, 1988). И те, и другие структуры сопровождаются горизонтальными сдвигами, что часто осложняет конкретные геологические структуры.

© А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

Согласно этой классической схеме, в Юго-Западной Туве к востоку от Кобдинского правого сдвига могут быть развиты структуры растяжения, а в западном крыле — сжатия. Явных признаков структур растяжения в восточном крыле Кобдинского сдвига в Юго-Западной Туве не обнаружено. Крупнейшая отрицательная структура — Ачитнурская впадина — расположена южнее. Видимо, поглощение растяжения в восточном крыле Кобдинского сдвига происходит южнее рассматриваемого района.

Ответвление Устю-Ыйматинского разлома от Кобдинского может свидетельствовать о распространении сосредоточенных деформаций в северо-западном направлении, в сторону Чулышманского плато. Явные признаки горизонтальных смещений в зоне этого разлома не выявлены, что может свидетельствовать о частичной компенсации горизонтальных перемещений по Кобдинскому разлому в вертикальные по Устю-Ыйматинскому, что характеризует этот разлом как очень опасный с сейсмической точки зрения.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ. Гранты:

14–05–00091; 15–45–04351_р_сибирь_а; 15–35–50401.

ЛИТЕРАТУРА

Агатова А.Р. Геоморфологическое картирование бассейна реки Чаган-Узун — ключ к реконструкции истории плейстоценовых оледенений Юго-Восточного Алтая // Стратиграфия. Геологическая корреляция. – 2005. – № 6. – С. 101–112.

Агатова А.Р., Назаров А.Н., Непоп Р.К., Орлова Л.А. Радиоуглеродная хронология гляциальных и климатических событий голоцена Юго-Восточного Алтая // Геология и геофизика. – 2012. – № 6. – С. 712–737.

Адаменко С.М., Девяткин Е.В., Стрелков C.A. Алтай // История развития рельефа Сибири и Дальнего Востока (Алтае-Саянская горная область). – М.: Наука, 1969. – С. 54–120.

Александровский Ю.С., Алексеенко В.Д., Беляев Г.М. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. М-б 1 : 1 000 000 (третье поколение). Лист М–46–Кызыл. – СПб.: Карт.

фабрика ВСЕГЕИ, 2008. – 349 с.

Башарина Н.П. Тектоника Каргинской впадины (Юго-Западная Тува) // Геология и геофизика. – 1968. – № 5. – С. 3–9.

Богачкин Б.М. История тектонического развития Горного Алтая в кайнозое. – М.: Наука, 1981. – 132 с.

Буслов М.М., Кох Д.А., Де Граве И. Мезозойско-кайнозойская тектоника и геодинамика Алтая, Тянь-Шаня и Казахстана по результатам трекового датирования апатитов // Геология и геофизика. – 2008. – Т. 49. – № 9. – С. 862–870.

Бутвиловский В.В. Палеогеография последнего оледенения и голоцена Алтая: событийнокатастрофическая модель. – Томск: ТГУ, 1993. – 252 с.

Вишневский А.А., Девяткин Е.В., Беленко Л.Н., Лаврович Н.Н. Геологическая карта СССР м-ба 1 : 200 000. Лист М–45–XVIII: Объясн. зап. – М.: Недра, 1965. – 90 с.

Геология Тувинской АССР. Объясн. зап. к Геологической карте Тувинской АССР м-ба 1 : 500 000. – Л.: ВСЕГЕИ, 1990. – 120 с.

Девяткин Е.В. Кайнозойские отложения и неотектоника Юго-Восточного Алтая. – М.: Наука, 1965. – 244 с.

Девяткин Е.В. Внутренняя Азия // Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность Северной Евразии / Под. ред. А.Ф. Грачва. – М.: ОИФЗ РАН, 2000. – С. 92–100.

Еманов А.А., Лескова Е.В. Структурные особенности афтершокового процесса Чуйского (Горный Алтай) землетрясения 2003 г. // Геология и геофизика. – 2005. – Т. 46. – № 10. – С. 1065–1072.

© A.N. OVSYUCHENKO AND YU.V. BUTANAEV

SEISMOTECTONICS OF SOUTHWEST TUVA

Еманов А.Ф., Еманов А.А., Лескова Е.В. и др. Урэг-Нурское землетрясение 15.05.1970 г., Мs = 7.0 (Монгольский Алтай), афтершоковый процесс и особенности современной сейсмичности эпицентральной области // Геология и геофизика. – 2012. – Т. 53. – № 10. – С. 1417–1429.

Лукина Н.В. Алтае-Саянская область новейшего торошения континентальной литосферы // Неотектоника и современная геодинамика подвижных поясов. – М.: Наука, 1988. – С. 276–292.

Лукина Н.В. Современные процессы на границах микроплит Южной Сибири и Северной Монголии // Изв. АН СССР. Сер. геол. – 1992. – № 3. – С. 127–134.

Масарский С.И., Рейснер Г.И. Новейшие тектонические движения и сейсмичность Западного Саяна и Западной Тувы. – М.: Наука, 1971. – 156 с.

Молнар П., Курушин Р.А., Кочетков В.М., Демьянович М.Г. и др. Деформация и разрывообразование при сильных землетрясениях в Монголо-Сибирском регионе // Глубинное строение и геодинамика Монголо-Сибирского региона. – Новосибирск: Наука, 1995. – С. 5–55.

Новиков И.С. Морфотектоника Алтая. – Новосибирск: СО РАН, фил. Гео, 2004. – 313 с.

Новиков И.С., Еманов А.А., Лескова Е.В. и др. Система новейших разрывных нарушений ЮгоВосточного Алтая: данные об их морфологии и кинематике // Геология и геофизика. – 2008. – Т. 49. – № 11. – С. 1139–1149.

Новый каталог сильных землетрясений на территории СССР с древнейших времн до 1975 г. – М.: Наука, 1977. – 535 с.

Рогожин Е.А., Платонова С.Г. Очаговые зоны сильных землетрясений Горного Алтая в голоцене. – М.: ОИФЗ РАН, 2002. – 120 с.

Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., Мараханов А.В., Ушанова Е.А. Тектоническая позиция и геологические проявления Алтайского землетрясения 2003 г. // Геотектоника. – 2007. – № 2. – С. 3–23.

Рогожин Е.А., Овсюченко А.Н., Мараханов А.В. Сильнейшие землетрясения на юге Горного Алтая в голоцене // Физика Земли. – 2008. – № 6. – С. 31–51.

Рогожин Е.А., Ларьков А.С., Дэмбэрэл С., Баттулга Б. Повторяемость сильных землетрясений в зоне активного разлома Ховд на Монгольском Алтае // Геотектоника. – 2013. – № 5. – С. 36–47.

Трифонов В.Г. Неотектоника Евразии. – М.: Науч. мир, 1999. – 252 с.

Уломов В.И., Шумилина Л.С. Комплект карт общего сейсмического районирования территории Российской Федерации — ОСР 97. М-б 1 : 8 000 000: Объясн. зап. – М.: ОИФЗ РАН, 1999. – 57 с.

Федак С.И., Туркин Ю.А., Гусев А.И., Шокальский С.П. и др. Государственная геологическая карта Российской Федерации. М-б 1 : 1 000 000 (третье поколение). Лист М–45–Горно-Алтайск. – СПб.: Карт. фабрика ВСЕГЕИ, 2011. – 567 с.

Флоренсов Н.А. К проблеме механизма горообразования во Внутренней Азии // Геотектоника. – 1965. – № 4. – С. 3–14.

Хилько С.Д., Курушин Р.А., Кочетков В.М. и др. Землетрясения и основы сейсмического районирования Монголии / Под ред. В.П. Солоненко и Н.А. Флоренсова. – М.: Наука, 1985. – 244 с.

Чистяков К.В., Москаленко И.Г., Ганюшкин Д.А.

Многолетняя мерзлота массива Монгун-Тайга (Юго-Восточный Алтай) и е динамика // География и природопользование Сибири:

Вып. 10. – Барнаул: Изд-во АГУ, 2008. – С. 279–286.

Sylvester A.G. Strike-slip faults // Geol. Soc. Amer. Bull. – 1988. – Vol. 100. – P. 1666–1703.

© А.Н. ОВСЮЧЕНКО, Ю.В. БУТАНАЕВ

СЕЙСМОТЕКТОНИКА ЮГО-ЗАПАДНОЙ ТУВЫ

УДК: 550+553.94

–  –  –

МЕТАЛЛОГЕНИЯ ТУВИНСКО-МОНГОЛЬСКОГО

СЕГМЕНТА ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО

СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

Выполнено структурно-формационное районирование Тувинско-Монгольского сегмента Центрально-Азиатского складчатого пояса (ТМС ЦАСП). Параметрическим анализом распределения геологических формаций в пространстве и времени выявлены относительно подвижные (мобильные) и устойчивые (стабильные) блоки, различающиеся особенностями строения и состава фундамента, наличием геосинклинальных и плитных комплексов, а также особенностями распространения сингеосинклинального и дейтероорогенного чехлов, интенсивностью проявления орогенеза и процессов тектономагматической активизации. Минеральные ресурсы ТМС ЦАСП характеризуются разнообразием видов полезных ископаемых и значительными перспективами их освоения в связи с формированием оптимальной трансграничной транспортной инфраструктуры. Здесь разведаны месторождения стратегически важных и весьма дефицитных видов тантал-ниобиевых и литиевых, карбонатитовых редкоземельных, золото-медно-молибден-порфировых и колчеданно-полиметаллических, серебро-кобальт-мышьяковых и сурьмяно-ртутных руд. К числу чрезвычайно важных направлений дальнейших исследований относится разработка экологически щадящих технологий и обогатительных комплексов глубокой переработки минерального сырья.

Ключевые слова: минеральные ресурсы, месторождение, металлогеническая специализация, тантал, ниобий, литий, кобальт, мышьяк, серебро, золото, молибден, медь, полиметаллы.

Ил. 5. Библ. 60 назв. С. 36–56.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ.

Гранты: 13–05–00101_а и 16–05–00255_а.

V.I. LEBEDEV Tuvinian Institute for Exploration of Natural Resources SB RAS (Kyzyl, Russia)

METALLOGENY OF THE TUVA-MONGOLIAN SEGMENT

OF THE CENTRAL ASIAN FOLD BELT

The article provides a stratigraphic zonation scheme for the Tuva-Mongolian segment of the Central Asian fold belt (TMS CAFB). A parameter analysis of spatial and temporal distribution of geologic formations reveals relatively mobile and stable blocs. They differ from each other in structure and composition of the basement, presence of geosynclinal and plate complexes, as well as in particularities of distribution of syngeosynclinal and deuteroorogenic covers, intensity of orogeny and tectonomagmatic activization. Mineral resources of TMS CAFB are characterized by diversity; and their exploration prospects are prominent due to the developing cross-border transport infrastructure. On the studied territory, there are proven deposits of strategically important and rather scarce tantalum-niobium and lithium, carbonatite rare-earth, porphyry gold-copper-molybdenum and pyrite-polymetallic, silver-cobalt-arsenide and antimony-mercury ores. The elaboration of eco-friendly technologies and ore enrichment complexes for enhanced processing of mineral raw material is one of the key future research directions.

© V.I. LEBEDEV METALLOGENY OF THE TUVA-MONGOLIAN SEGMENT

OF THE CENTRAL ASIAN FOLD BELT

Keywords: mineral resources, deposit, metallogeny, tantalum, niobium, lithium, cobalt, arsenic, silver, gold, molybdenum, copper, complex ores.

Figures 5. References 60.

P. 36–56.

ВВЕДЕНИЕ. В результате геолого-металлогенического изучения Тувы и сопредельных регионов Монголии, а также анализа Государственных геологических карт среднего масштаба и оригинальных специализированных металлогенических карт, составленных при участии автора (Минерагеническая…, 1983; Лебедев, 1986), выделены и оконтурены структурно-формационные зоны (СФЗ). Каждая из них представляет собой сложное, морфологически обособленное геологическое пространство, ограниченное региональными разломами глубинного заложения и выполненное определнным набором геологических формаций (рис. 1). В современном эрозионном срезе СФЗ обладают линзовидно-ромбоидальной или лентообразной формой и занимают площадь от 200 до 8000 км2. Минимальные размеры характерны для надразломных мобильных структур длительного развития, максимальные — для блоков с относительно стабильным тектоническим режимом. Крупные и сложно построенные СФЗ характеризуются проявлением особого, свойственного лишь им, типа геодинамической эволюции.

Рисунок 1. Геотектоническая схема Центрально-Азиатского складчатого пояса (Ярмолюк, Коваленко, Ковач и др.

, 2003) 1 — Сибирская платформа; 2 — Сино-Корейская платформа; 3 — аллювиальные отложения и базальты (MZ–KZ); 4–6 — вулкано-плутонические пояса: 4 — J–K, 5 — P–T, 6 — наложенные (PZ) троги и осадочные бассейны; 7–11 — складчатые пояса: 7 — индо-синийские, 8 — герцинские, 9 — позднекаледонские, 10 — раннекаледонские, 11 — позднерифейские; 12 — микроконтиненты; 13 — метаморфические пояса (PZ); 14 — гранитоиды (PZ–MZ); 15 — границы: а — тектонические, б — геологические.

Для удобства обработки геологической информации СФЗ подразделены на структурно-фациальные подзоны (СФПЗ), отличающиеся особенностями интрузивного магматизма и накопления стратифицированных вулканогенно-осадочных образований (см. рис. 1).

© В.И. ЛЕБЕДЕВ МЕТАЛЛОГЕНИЯ ТУВИНСКО-МОНГОЛЬСКОГО СЕГМЕНТА

ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

Для всех СФЗ составлены историко-геологические профили и матричные металлогенограммы, содержащие сведения о литологическом и минеральном составе, площади распространения, мощности и формах залегания стратифицированных образований, о вещественном составе интрузивных массивов и их металлогенической специализации, а также данные корреляционного анализа в ряду свита – формация и интрузивный комплекс – формация. Кроме того, показаны: индексы стратифицированных и интрузивных образований в соответствии с унифицированной легендой и формационным расчленением; данные пересчта площадей распространения геологических формаций (в % их долевого участия в строении СФЗ); информация о площадном распространении и долевом участии литологических разновидностей и типов осадочных, магматических и метаморфических пород.

Анализ карты геологических формаций, перфотеки историко-геологических схем-разрезов и металлогенограмм структурно-фациальных подзон позволил с большей объективностью оконтурить относительно однородные по типу геодинамического развития геотектоногены, а структурно-формационное районирование и параметрический анализ распределения геологических формаций в пространстве и времени — выявить относительно подвижные (мобильные) и устойчивые (стабильные) геотектоногены. Они отличаются строением и составом фундамента, геосинклинальных и плитных комплексов, а также типом, особенностями распространения, составом сингеосинклинального и дейтероорогенного чехлов, интенсивностью проявления процессов разновозрастных этапов орогенеза и тектономагматической активизации (Кузнецов, 1967; Krogh, 1973, Васильев и др., 1979; Основные…, 1979; Минерагеническая …, 1983; Борисенко и др., 1984; Лебедев, 1986, 1998, 2014; Дистанов, Оболенский, 1994; Лебедев, Черезов и др., 1999; Pfander J.A. et al., 2002; Континентальная…, 2006; Лебедев, Лебедева и др., 2010; Говердовский, Третьякова, 2011; Коромантийные…, 2012; Эволюция…, 2013; Лебедев Н.И., 2013; Кужугет и др., 2015).

В период от позднего докембрия до ранней перми в границах рассматриваемой территории существовали консолидированные области, такие как Тувинско-Монгольский остаточный эпибайкальский срединный массив, Восточно-Саянский докембрийский массив, Тувинский и Хакасский эписалаирские массивы ранней консолидации, Бийско-Катунский и Терехтинский эпикаледонские выступы докембрийского фундамента, и мобильные зоны — Долиноозрная и Кембросаянская байкало-салаирские, Кузнецко-Алтайская салаирская; Западно-Саянская и Холзунско-Ульгийская салаиро-каледонские; Салаирская, Ануйско-Чуйская, Делюно-Юстыдская и Уйменско-Лебедская каледоно-герцинские; Центрально-Тувинская, Томь-Колыванская, Рудно-Алтайская и Монголо-Алтайская герцинские.

АНАЛИТИЧЕСКИЕ ИССЛЕДОВАНИЯ. Абсолютный возраст горных пород и руд, их изотопно-геохимические характеристики определялись в Институте геологии и геохронологии докембрия (ИГГД РАН, Санкт-Петербург) на твердофазном массспектрометре Finnigan МАТ–261. Определение абсолютного возраста осуществлялось U / Pb методом по акцессорному циркону в статическом режиме или с помощью электронного умножителя (коэффициент дискриминации для Pb — 0,32 0,11 a. е. м).

Циркон отбирался по стандартной методике с применением тяжлых жидкостей, а их химическое разложение и выделение U и Pb — по модифицированной методике Т.Е. Кроу (Krogh, 1973). Уровень холостого опыта за время исследований не превышал для Pb 20 нг. Точность определения U / Pb отношений составила 0,5 %; холостое загрязнение — не 0,1 нг для Pb и 0,001 нг для U. Обработка экспериментальных данных проводилась по программам Pb DAT и ISOPLOT (Ludwig, 1991, 1999). При

© V.I. LEBEDEV METALLOGENY OF THE TUVA-MONGOLIAN SEGMENT

OF THE CENTRAL ASIAN FOLD BELT

расчте возраста использованы общепринятые значения констант распада урана. Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами (Stacey, Kramers, 1975).

Nd-изотопные исследования выполнены также в ИГГД РАН на твердофазном масс-спектрометре Finnigan МАТ–261. Уровень холостого опыта за время измерений составил 0,03–0,2 нг для Sm и 0,1–0,5 нг для Nd. Измеренные отношения 143Nd / 144Nd нормализованы к отношению 146Nd / 144Nd = 0,7219 и приведены к отношению Nd / 144Nd = 0,511860 в стандарте La Jolla. Точность определения концентраций Sm и Nd составила 0,5 % (2 а), изотопных отношений 147Sm / 144Nd — 0,5 %, Nd / 144Nd — 0,005 %. Средневзвешенное значение l43Nd / 144Nd в стандарте La Jolla по результатам 13-ти измерений отвечает 0,511839 7 (2 а). При расчте величин Nd (T) и модельных возрастов TNd (DM) использованы современные значения CHUR (l43Nd / 144Nd = 0,512638; 147Sm / 144Nd = 0,1967) и DM (143Nd / 144Nd = 0,513151;

Sm / 144Nd = 0,2136).

РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ. Территория ТМС ЦАСП отличается сложным тектоническим строением, обусловленным длительным полициклическим развитием (Кузнецов, 1967; Krogh, 1973; Рудные …, 1981; Минерагеническая …, 1983; Борисенко и др., 1984; Дистанов, Оболенский, 1994; Кузебный, 1995; Берзин, Кунгурцев, 1996; Лебедев, Черезов и др., 1999; Ярмолюк, Коваленко, Ковач и др., 2003; Кузмичев, 2004; Коромантийные …, 2012). По данным И.К. Козакова (Козаков, Котов и др.,

2001) и В.В. Ярмолюка (Ярмолюк, Коваленко, 2003 а, б; Ярмолюк, Коваленко, Ковач и др., 2006), геологические формации докембрия принимают участие в строении фундамента всех складчатых систем, включая и герциниды.

В составе байкалид преобладают нижне- и среднепротерозойские, главным образом, вулканогенные формации, метаморфизованные в условиях амфиболитовой фации (лептит-амфибол-кварцитового состава). Предрифейские формации характеризуются карбонатно-кварцитово-теригенным, лептит-амфиболитовым и карбонатнокварцитово-амфиболитовым составом. В целом, дорифейская геологическая история, по-видимому, близка к дорифейской истории щитов. В геологическом строении ТМС ЦАСП принимают участие складчатые сооружения протерозоя и палеозоя (Минерагеническая…, 1983; Козаков, Сальникова и др., 1998; Козаков, Котов и др., 2001; Кузмичев, 2004; Ковач и др., 2005; Континентальная…, 2006; Ярмолюк, Коваленко, Ковач и др., 2006; Козаков, Козловский и др., 2011; Козаков, Сальникова, Ярмолюк и др., 2012; Kozakov et al., 2012), претерпевшие в мезозое тектономагматическую активизацию (Кузнецов, 1967; Krogh, 1973; Основные…, 1979; Рудные..., 1981; Минерагеническая…, 1983; Борисенко и др., 1984; Ярмолюк, Коваленко, 1991; Берзин, Кунгурцев, 1996; Континентальная…, 2006; Коромантийные…, 2012), а в кайнозое — рифтогенез (Основные..., 1979; Рудные..., 1981; Ярмолюк, Коваленко, 1991; Серебро-сурьмяная…, 1992; Сугоракова и др., 2003; Никифоров и др., 2006; Лебедев, 2014). Полицикличность геотектонического развития обусловливает и сложный металлогенический профиль (Кузнецов, 1967; Krogh, 1973; Основные..., 1979; Рудные..., 1981; Минерагеническая..., 1983; Лебедев, 1986, 1998; Серебро-сурьмяная..., 1992; Дистанов, Оболенский, 1994; Кузебный, 1995; Черезов и др., 1996; Лебедев, Черезов и др., 1999; Lebedev V.I., et al., 1999; Кузебный и др., 2001; Континентальная..., 2006; Никифоров и др., 2006;

Лебедев, Лебедева и др., 2010; Третьякова и др., 2010; Коромантийные..., 2012; Эволюция..., 2013; Лебедев Н.И., 2013; Кужугет и др., 2015).

Металлогенические структуры представлены линейными зонами, а выделенные металлогенические эпохи различаются характерной для них металлогенической

© В.И. ЛЕБЕДЕВ МЕТАЛЛОГЕНИЯ ТУВИНСКО-МОНГОЛЬСКОГО СЕГМЕНТА

ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

специализацией рудно-магматических комплексов (Krogh, 1973; Основные..., 1979;

Рудные..., 1981; Серебро-сурьмяная..., 1992; Дистанов, Оболенский, 1994; Кузебный, 1995; Черезов и др., 1996; Lebedev et al., 1999; Кузебный и др., 2001; Континентальная..., 2006; Третьякова и др., 2010; Коромантийные..., 2012; Кужугет и др., 2015).

Протерозойская (байкальская): кристаллические сланцы, гнейсы и граниты фундамента (Козаков, Котов и др., 2001; Кузмичев, 2004; Ковач и др., 2005; Континентальная..., 2006; Ярмолюк, Коваленко, Ковач и др., 2008; Козаков, Козловский и др., 2011; Козаков, Сальникова, Ярмолюк и др., 2012). Металлогеническая специализация — алюминий, литий, железо, фосфор (Рудные..., 1981; Дистанов, Оболенский, 1994; Лебедев, Черезов и др., 1999; Лебедев Н.И., 2013; Лебедев, 2014).

Рисунок 2. Венд-кембрийские вулканоплутонические пояса АССО (Руднев, Владимиров и др.

, 2006) 1–3 — вулканические пояса с окраинными и (или) океаническими ассоциациями: 1 — Алтае-Салаирский, 2 — Алтае-Кузнецкий, 3 — Тувино-Западно-Саянский; 4–7 — вулканические пояса с островодужными ассоциациями: 4 — Салаирский, 5 — Кузнецкий, 6 — Алтае-Северо-Саянский, 7 — Тувинский; 8, 9 — венд-кембрийские палеобассейны: 8 — турбидитный; 9 — терригенно-карбонатный; 10 — раннепалеозойские гранитоидные батолиты; 11–14 — границы: 11 — вулканических (магматических) поясов (а — установленные, б — скрытые под более молодыми образованиями),12 — палеобассейнов ранне-, средне, позднепалеозойских прогибов, 13 — выходов структурно-вещественных комплексов, 14 — мезозойских отложений; 15 — участки детальных петрохимических исследований вулкано-плутонических комплексов.

Рифей-раннекембрийская (салаирская): карбонатно-терригенно-офиолитовая с базит-ультрабазитами (рис. 2) (Чучко и др., 1969; Бухаров, 1974; Бухаров, Зайков, 1979; Минерагеническая..., 1983; Дистанов, Оболенский, 1994; Лебедев, Черезов и др., 1999; Кузмичв, 2004; Континентальная..., 2006; Монгуш, Лебедев, Дружкова и др., 2011; Монгуш, Лебедев, Ковач и др., 2011; Монгуш, Лебедев, Травин и др., 2011;

Ойдуп, Леснов, Ярмолюк и др., 2011; Лебедев Н.И., 2013; Lebedev, 2013–2014; Ойдуп, Леснов, 2014; Ойдуп, Леснов, Монгуш и др., 2016). Металлогеническая специализация — медь, хром, платиноиды, золото, асбест, свинец, цинк, вольфрам (Кузнецов, 1967; Бухаров, 1974; Бухаров, Зайков, 1979; Васильев и др., 1979; Минерагеническая..., 1983; Дистанов, Оболенский, 1994; Кузебный, 1995; Кузебный и др., 2001;

© V.I. LEBEDEV METALLOGENY OF THE TUVA-MONGOLIAN SEGMENT

OF THE CENTRAL ASIAN FOLD BELT

Коромантийные…, 2012; Лебедев Н.И., 2013; Эволюция..., 2013; Lebedev, 2013–2014;

Лебедев, 2014).

Рисунок 3. Кембро-ордовикский магматизм АССО (по: Руднев, Владимиров и др.

, 2006) 1 — Сибирский кратон; 2 — рифтогенные комплексы позднего рифея; 3–5 — островодужные комплексы (3 — позднерифейские, 4 — вендские, 5 — венд-кембрийские); 6 — террейны с раннекаледонской ремобилизацией коры; 7 — орогенные молассы и осадочные бассейны (поздний кембрий – силур); 8 — гранитоидные батолиты; 9–11 — точки геохронологического опробования (9 — в зонах сдвигового и вязко-пластичного течения с син- и постметаморфическими гранитоидными интрузивами, 10 — в габброидных интрузивах, 11 — в гранитоидных интрузивах); 12 — основные разломы.

Кембрийско-ордовик-раннесилурийская (каледонская): флишево-молассоидная с гранитоидами пстрого состава (рис. 3) (Зайков и др., 1971; Krogh, 1973; Рудные..., 1981; Минерагеническая..., 1983; Дистанов, Оболенский, 1994; Козаков, Сальникова, Коваленко и др., 1998; Козаков, Котов и др., 2001; Ковач и др., 2005; Континентальная..., 2006; Руднев, Владимиров и др., 2006; Руднев, Изох и др., 2009; Козаков, Козловский и др., 2011; Kozakov et al., 2012; Козаков, Сальникова, Ярмолюк и др., 2012;

Коромантийные..., 2012; Лебедев Н.И., 2013; Эволюция..., 2013; Lebedev, 2013–2014;

Лебедев, 2014). Металлогеническая специализация — железо, медь, золото, молибден (Krogh, 1973; Дистанов, Оболенский, 1994; Коромантийные..., 2012).

Ранне-среднедевонская — раннеорогенная (ранние герциниды): базальт-андезитриолитовая и терригенно-карбонатно-эвапоритовая ассоциации с синхронными субщелочными гранитоидами (Krogh, 1973; Дистанов, Оболенский, 1994; Ярмолюк, Коваленко, 2003 а, б; Ярмолюк, Коваленко, Ковач и др., 2003, 2006; Ярмолюк, Коваленко,

© В.И. ЛЕБЕДЕВ МЕТАЛЛОГЕНИЯ ТУВИНСКО-МОНГОЛЬСКОГО СЕГМЕНТА

ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

Козаков и др., 2008; Ярмолюк, Коваленко, Сальникова и др., 2008). Металлогеническая специализация — железо, марганец, полиметаллы, ртуть (Кузнецов, 1967;

Krogh, 1973; Минерагеническая..., 1983; Серебро-сурьмяная..., 1992; Дистанов, Оболенский, 1994; Лебедев Н.И., 2013).

Средне-верхнедевонско-раннекаменноугольная — орогенная (герциниды): наложенные прогибы с габброидами и гранитоидами пстрого состава (Krogh, 1973;

Дистанов, Оболенский, 1994). Металлогеническая специализация (рис. 4) — медь, кобальт, редкие земли, фосфор, полиметаллы, золото (Кузнецов, 1967; Krogh, 1973;

Васильев и др., 1979; Минерагеническая..., 1983; Борисенко и др., 1984; Лебедев, 1986, 1998, 2014; Дистанов, Оболенский, 1994; Лебедев, Черезов и др., 1999; Континентальная…, 2006; Лебедев, Лебедева и др., 2010; Коромантийные..., 2012; Лебедев Н.И., 2013; Эволюция..., 2013; Кужугет и др., 2015).

Рисунок 4. Схема геолого-тектонического строения Центрально-Тувинского прогиба и принципиальная схема размещения рудных месторождений внутри поперечных трапециевидно-клиновидных блоков (по: Лебедев, Черезов и др.

, 1999) 1–7 — осадочные и вулканогенно-осадочные образования: 1 — юры, 2 — нижнего карбона, 3 — среднего – верхнего девона, 4 — нижнего – среднего девона, 5 — силура, 6 — ордовика, 7 — среднего – верхнего кембрия; 8 — нерасчленнные образования фундамента (салаириды); 9 — интрузивы нижнепалеозойских дифференцированных габброидов; 10 — среднедевонские гранитоиды сютхольского комплекса; 11 — интрузивы габбро-норитов торгалыгского комплекса; 12 — крупные разломы, ограничивающие поперечные трапециевидно-клиновидные блоки. Рудные поля (13–17): 13 — золотокварцевые, 14 — карбонатитовые железорудные флюорит-барит-редкоземельные, 15 — ртутные, 16 — никель-кобальтовые, 17 — свинцово-цинковые стратиформные.

Рудные поля на рис. (а): 1 — Амыло-Сыстыгхемское, 2 — Эйлигхемское, 3 — Алдан-Маадырское, 4 — Карасугское, 5 — Терлигхайское, 6 — Хову-Аксынское, 7 — Шемушдагское, 8 — Солчурское. Положение рудных полей в обобщнной схеме строения поперечных блоков на рис. (б):

1 — Хову-Аксынское, Карасугское, 2 — Терлигхайское, 3 — Шемушдагское, 4 — Солчурское, 5 — золото-кварцевые.

© V.I. LEBEDEV METALLOGENY OF THE TUVA-MONGOLIAN SEGMENT

OF THE CENTRAL ASIAN FOLD BELT

Позднекаменноугольно-раннепермская — позднеорогенная (поздние герциниды): эффузивно-терригенно-угленосная с субщелочными гранитами (Krogh, 1973;

Васильев и др., 1979; Основные..., 1979; Минерагеническая..., 1983; Борисенко и др., 1984; Дистанов, Оболенский, 1994; Континентальная..., 2006; Коромантийные..., 2012; Кужугет и др., 2015). Металлогеническая специализация — вольфрам, молибден, бериллий, кобальт, висмут, золото, ртуть, тантал, ниобий, железо, олово (Кузнецов, 1967; Krogh, 1973; Васильев и др., 1979; Основные..., 1979; Борисенко и др., 1984; Лебедев, 1986, 1998, 2014; Дистанов, Оболенский, 1994; Лебедев, Черезов и др., 1999; Континентальная…, 2006; Лебедев, Лебедева и др., 2010; Коромантийные..., 2012; Лебедев Н.И., 2013; Эволюция..., 2013; Кужугет и др., 2015).

Триас-раннеюрско-меловая эффузивно-угленосно-молассовая — дейтероорогенная (мезозойская): в приразломных прогибах с интрузивами и дайками субщелочных базальтоидов, щелочно-ультраосновных пород с карбонатитами, щелочных гранитов (Krogh, 1973; Васильев и др., 1979; Борисенко и др., 1984; Континентальная..., 2006;

Коромантийные..., 2012; Кужугет и др., 2015). Металлогеническая специализация — медь, молибден, никель, кобальт, мышьяк, сурьма, висмут, золото, серебро, свинец, цинк, вольфрам, литий, ниобий, тантал, уран, флюорит (Кузнецов, 1967; Krogh, 1973;

Васильев и др., 1979; Основные..., 1979; Минерагеническая..., 1983; Борисенко и др., 1984; Лебедев, 1986, 1998, 2014; Дистанов, Оболенский, 1994; Лебедев, Черезов и др., 1999; Lebedev et al., 1999; Континентальная…, 2006; Лебедев, Лебедева и др., 2010; Коромантийные..., 2012; Лебедев Н.И., 2013; Эволюция..., 2013; Кужугет и др., 2015).

Палеоген-четвертичная — рифтогенная (кайнозойская): субщелочные базальты и молассоиды континентальных рифтогенных впадин (Krogh, 1973; Основные..., 1979;

Черезов и др., 1996; Сугоракова и др., 2003; Никифоров и др., 2006; Лебедев, 2014).

Металлогеническая специализация — золотоносные коры выветривания, россыпи благородных металлов (Krogh, 1973; Рудные..., 1981; Серебро-сурьмяная..., 1992).

Тувинско-Монгольский остаточный эпибайкальский массив объединяет байкалиды и салаириды Сангилена, Прихубсугулья, Тарбагатая, Хан-Хухия и Танну-Ола.

На юге массив погружается под структуры эпикаледонского Селенгинского прогиба, на севере и северо-западе ограничен Агардагско-Окинской, а на западе и юго-западе — Дзабханской системами глубинных разломов. Фундамент массива представлен гнейсово-сланцевыми и сланцево-карбонатными, в различной степени гранитизированными метаморфическими, образованиями протерозоя. Нижний этаж чехла, занимающий 7 % площади массива, сложен терригенно-карбонатными, терригенновулканогенными отложениями нижнего кембрия и классифицируется как салаирский сингеосинклинальный, синхронный с океаническими комплексами прогибов Центральной и Северо-Восточной Тувы, Хангая и Северо-Западной Монголии. Сохранился он в отдельных прогибах (Эмийско-Чахыртойском, Хангайском, Дэлгэр-Мурэнском) и наложенных впадинах (Сархойской, Каргинской и др.).

Структуры орогенного этажа пользуются ограниченным распространением и представлены осадочно-вулканогенными континентальными образованиями нижнего девона – эйфеля, сохранившимися в Самагалтайской, Идерской, Тосонцэнгэльской и др. грабен-синклиналях. Дейтероорогенные наложенные приразломные впадины выполнены вулканогенно-терригенными пермскими (Онгинские, Хусыингольская) и угленосными юрскими (Халтские, Верхнетэсийнгольская, Хархиринские) молассоидами. Краевые зоны остаточного массива сложены меланжированными венд-кембрийскими образованиями офиолитовой ассоциации и островодужно-океанического

© В.И. ЛЕБЕДЕВ МЕТАЛЛОГЕНИЯ ТУВИНСКО-МОНГОЛЬСКОГО СЕГМЕНТА

ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

комплекса геологических формаций, которые в среднем – позднем палеозое и раннем мезозое были интрудированы относительно разновозрастными гранитоидами и габброидами (Лебедев, 1986; Козаков, Сальникова, Ярмолюк и др., 1998; Руднев, Изох и др., 2009). Эти зоны фиксируются гравитационными ступенями поля и цепочками положительных магнитных аномалий интенсивностью до 4,8 мэ, тогда как центральная часть массива характеризуется относительно спокойным магнитным полем низкой интенсивности (0,5–0,8 мэ) и отрицательными значениями поля силы тяжести.

Мощность гранитно-метаморфического слоя в таких зонах изменяется от 20 до 24 км, а «базальтового» — от 30 км (в относительно мобильных краевых частях) до 33 км (в наиболее стабилизированных блоках). Поверхности Мохо и Конрада залегают согласно, за исключением краевых частей, что свидетельствует о стабильном, устойчивом плане структурных деформаций, сохранившимся с байкальского этапа. Инверсия поверхностей Мохо и Конрада в периферийных частях массива и на участках возникновения наложенных прогибов, впадин и грабенов свидетельствует об относительной подвижности этих блоков.

Значительная часть закартированной территории (Южная Тува, Юго-Восточный Алтай, Северо-Западная Монголия) принадлежит к области позднекембрийской – раннеордовикской стабилизации и выделяется в качестве Тувинского эписалаирского массива ранней консолидации (ТЭС МРК). Этот геотектоноген на востоке ограничен Агардагско-Окинской, Каа-Хемской и Азасской, на севере и северозападе — Восточно-Саянской, Кандатской и Хемчикско-Куртушибинской, на западе и юго-западе — Телецкой, Курайской, Хархиринской и Хангайской системами глубинных разломов. ТЭС МРК характеризуется отчтливо выраженным двухъярусным строением, обусловленным наличием складчатого фундамента и менее дислоцированного чехла. Структуры фундамента сложены преимущественно островодужноокеаническими стратифицированными комплексами позднего докембрия – раннего кембрия, которые прорваны в позднем кембрии – раннем ордовике гранитоидами пстрого состава (Козаков, Сальникова, Ярмолюк и др., 1998; Руднев, Изох и др., 2009; Козаков, Козловский и др., 2011; Козаков, Котов и др., 2012).

В современном эрозионном срезе островодужные образования занимают ~ 40 % площади ТЭС МРК. Отложения, слагающие чехол, представлены породами ордовикского, силурийского, девонского, каменноугольного и юрского возраста (25 % от общей площади массива). Наиболее древние образования докембрийского возраста (средний протерозой) установлены в контурах жстких выступов фундамента в пределах Телецко-Чулышманской и Таннуольско-Ондумской мобильных зон. В их составе присутствуют метаморфические сланцы, гнейсы, мраморы, метаморфизованные вулканогенные и терригенные толщи. Средняя часть комплекса основания, отвечающая венду – нижнему кембрию, пользуется наибольшим распространением среди структур фундамента и представлена вулканогенными и осадочно-вулканогенными образованиями.

По составу вулканических продуктов и комагматичных интрузивов они отвечают офиолитовой, андезит-базальтовой и андезит-риолитовой ассоциациям, занимающим соответственно 5,7 % и 2 % площади ТЭС МРК. Первая из них более характерна для Хемчикско-Сыстыгхемской, вторая и третья — для Таннуольско-Ондумской СФЗ, что подчркивает неоднородность геодинамических режимов в венде – раннем кембрии (Чучко и др., 1969; Бухаров, Зайков, 1979; Кузебный, 1995; Кузебный и др., 2001). Вулканогенно-терригенно-карбонатные среднекембрийские и терригенные верхнекембрийские отложения занимают 3 % площади. Они обнажены преимущественно в эрозионных окнах Хемчикско-Сыстыгхемской зоны и сохранились в структурах ТаннуольскоV.I. LEBEDEV METALLOGENY OF THE TUVA-MONGOLIAN SEGMENT

OF THE CENTRAL ASIAN FOLD BELT

Ондумской и Хархиринской зон. Для фундамента ТЭС МРК характерно широкое, но неравномерное распространение гранитоидных интрузивов (18 %).

Особенностью массива ранней консолидации является многоярусность чехла, формировавшегося в протоорогенную и дейтероорогенную стадии развития. В его северной и центральной частях чехол почти нацело перекрывает структуры фундамента, а в юго-западной и восточной частях отложения, слагающие чехол, распространены лишь в отдельных мульдах и грабенах. Каледонские сингеосинклинальные образования (21 %) представлены терригенными и терригенно-карбонатными молассоидными и прибрежно-морскими осадками; протоорогенные структуры чехла сложены континентальными терригенно-вулканогенными соленосными толщами нижнего девона – эйфеля (10 %). Песчано-мергелисто-алевролитовые отложения среднего – верхнего девона и телепирокластические осадки нижнего карбона (10 %) могут рассматриваться как верхний ярус орогенного чехла или как сингеосинклинальный ярус относительно герцинид Монгольского Алтая. Присутствие в составе живетских (таштыпский горизонт) и нижнекаменноугольных (хархиринский горизонт) отложений морских сланцево-карбонатных формаций свидетельствует не только об их временной, но и о фациальной связи с герцинскими миогеосинклинальными прогибами.

Степень дислоцированности отложений фундамента и чехла различна: в отличие от линейных складок, развитых в мобильных зонах, шовных прогибах и структурах фундамента, пликативные дислокации отложений чехла представлены брахиформными, коробчатыми, сундучными, штамповыми складками и куполовидными поднятиями; линейная складчатость проявлена лишь в приразломных блоках; верхние этажи чехла в большинстве структур амагматичны. Гранитоидные интрузии обычно развиты в краевых частях жстких блоков в виде мелких штоков. Дейтероорогенный ярус чехла, сложенный угленосной молассой среднего – верхнего карбона, нижней перми и нижней – средней юры, развит в центральной и юго-западной частях ТЭС МРК. Он образует наложенные мульды и приразломные грабены, в краевых частях которых зонами разрывных нарушений контролируются малые интрузивы базальтоидного и щелочно-базальтоидного состава.

Для современной структуры массива характерно сложное блоковое строение.

Жсткие блоки имеют различную конфигурацию в плане, отличаются размерами и соотношением структур чехла и фундамента. Наряду с небольшими удлиннными блоками, ориентированными согласно с простиранием зон глубинных и региональных разломов, присутствуют крупные геоблоки изометричной и ромбовидной формы. Межблоковые зоны хорошо выражены в западной и центральной частях массива (Рудные..., 1981; Лебедев, 1986; Черезов и др., 1996), а в восточной — имеют фрагментарный облик, что обусловлено глубоким уровнем эрозионного среза, особенностями строения чехла и характером проявления разрывных деформаций в дейтероорогенную стадию развития.

Гетерогенность строения Тувинского эписалаирского массива ранней консолидации, выявленная в результате анализа особенностей распределения геологических формаций в контурах структурно-формационных зон, отражается на структуре геофизических полей. В поле силы тяжести для интервала 0–8 км обособляются две крупные положительные гравитационные аномалии, разделнные полосой отрицательного значения поля, пространственно совпадающей с контуром ЦентральноТувинского герцинского прогиба (см. рис. 4), включая Хемчикско-Сыстыгхемский и Шапшальско-Цаганшибэтинский террейны. Юго-восточная полоса положительных гравитационных аномалий интенсивностью до 30 мгл отвечает ТаннуольскоВ.И. ЛЕБЕДЕВ МЕТАЛЛОГЕНИЯ ТУВИНСКО-МОНГОЛЬСКОГО СЕГМЕНТА

ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

Ондумскому, Каахемско-Улугойскому и Хамсаринско-Ухтумскому блокам ранних каледонид (салаирид) с байкальским гранитно-метаморфическим основанием (Зайков и др., 1971; Бухаров, 1974; Бухаров, Зайков, 1979; Рудные..., 1981). На площади Центрально-Тувинского межгорного прогиба отрицательные аномалии небольшой интенсивности (до - 20 мгл) совпадают с участками максимальных мощностей девонско-каменноугольных отложений.

Зоны глубинных и региональных разломов в гравитационном поле интервала 0–8 км отражены не однотипно. По нулевой изолинии чтко фиксируются ЧазадырКарасугский, Каа-Хемский, а на отдельных участках — Улатайско-Убсунурско-Бийхемский, Северо- и Южно-Таннуольские, Кандатский и Курайский разломы. Гравитационное поле для интервала 8–39 км характеризуется значениями от - 30 до + 20 мгл.

Как и на приповерхностном уровне среза, восточный фланг фиксируется положительными значениями поля, а западный — отрицательными. Из разрывных структур наиболее отчтливо проявлен Улатайско-Убсунурско-Бийхемский разлом, с которым на всм протяжении совпадает гравитационная ступень. Достаточно наджно выделяются Кандатский, Курайский, Агардагско-Окинский, Хемчикско-Куртушибинский и Северо-Таннуольский разломы, что свидетельствует о их глубинном заложении.

В магнитных полях ТЭС МРК относительно однороден (0,4–3,8 мэ). Положительными магнитными аномалиями фиксируются зоны глубинных разломов с выходящими на поверхность породами офиолитовой ассоциации. Мощность гранитно-метаморфического слоя изменяется от 18 (Западно-Таннуольский блок Центрально-Тувинского прогиба) до 24 км (Хемчикско-Ухтумский блок). Мощность «базальтового» слоя варьирует от 24 до 30 км в Хамсаринско-Ухтумском и от 27 до 33 км — в ЗападноТаннуольском блоках. В целом мощность земной коры увеличивается в контурах наложенных прогибов с одновременным возрастанием мощности «базальтового» слоя.

Особенно чтко различия глубинного строения выражены положением поверхностей Мохо и Конрада. Под областью Центрально-Тувинского прогиба поверхность Конрада расположена на глубинах 20–21 км, а Мохо — 48–50 км; в Хемчикском блоке поверхность Мохо опускается до глубины 54–56 км, Конрада — до 22–24 км, испытывая, таким образом, относительное поднятие в контурах наложенных структур.

Металлогения ТМС ЦАСП (рис. 5), в т. ч. Цаганоломского, Онгинского и Тарбагатайского выступов докембрийского фундамента с глубоко дифференцированными магматитами (гранитами-рапакиви и габбро-анортозитами) рифея, определяется развитием железисто-яшмово-кварцитовой минерализации в джеспилит-гнейсовосланцевых толщах, апатит-титаномагнетитовой — в габбро-анортозитах, редкометалльно-редкоземельной — в пегматитах и щелочных метасоматитах. «Дорифейские» проявления магнетитовых скарнов, молибденитовых грейзенов и малосульфидных золотоносных кварцевых жил, по-видимому, формировались в связи с более поздними тектоно-магматическими процессами. В зонах глубинных разломов, ограничивающих структуры кристаллического фундамента, известны более поздние проявления асбестовой, хромитовой, нефритовой и некоторых других типов минерализации в связи с офиолитами. В байкалидах также возможно выявление стратиформных колчеданно-полиметаллических медных и золоторудных месторождений, типичных для докембрийских «зеленокаменных трогов». В горстовых выступах докембрийского фундамента байкалид среди каледонид и герцинид вероятны новые находки керамических пегматитов, проявлений дистен-ставролитового, марганцевого, колчеданно-полиметаллического и вольфрамового стратиформного и скарноидного оруденения.

© V.I. LEBEDEV METALLOGENY OF THE TUVA-MONGOLIAN SEGMENT

OF THE CENTRAL ASIAN FOLD BELT

Рисунок 5. Потенциал эндогенного оруденения на территории ТМС ЦАСП (Континентальная..., 2006; Коромантийные..., 2012) 1 — юрская моласса; 2 — кайнозойские базальты; 3 — вулканические аппараты; 4 — геотермальные источники; 5 — крупные разломы, их номера (цифры в кружочках): 1 — Главный Саянский, 2 — Кандатский, 3 — Хемчикско-Куртушибинский, 4 — Каа-Хемский, 5 — Убсунур-Баянкольский, 6 — Агардагский, 7 — Хан-Хухийский, 8 — Цаган-Шибэтинский, 9 — Кобдинский.

Рудные узлы: 6 — кобальт-никель-мышьяковые: ХА — Хову-Аксынский, Ч — Чергакский, К — Кара-Кульский, КО — Кызыл-Оюкский, Он — Онинский; 7 — серебряные: МБ — Мерген-Булакский, СС — Сагсайский, НГ — Намирин-Гольский, Ас — Асхатский, ТБ — Толбонурский, ШБ — Шара-Бурэгский; 8 — ртутные: ТХ — Терлигхайский, ТС — Тора-Саирский, ЧД — Чазадырский; 9 — редкоземельные: Кс — Кара-Сугский, Ар — Арысканский, Д — Дугдинский, УЧ — Улатай-Чозский, КД — Коргере-Дабанский; 10 — алюминиевые: БК — Баян-Кольский, Эз — Эрзинский; 11 — редкометалльные: БТ — Бай-Тайгинский, Сб — Соль-Бельдирский, Аг — Агойский, Кх — Коктыгхемский, Х — Хайломинский, Тс — Тастыгский, УТ — Улуг-Танзекский, Т — Тербенский, С — Снежный, Ап — Аптаргайский; 12 — золото-медно-полиметаллические: Тр — Тарданский, Э — Эмийский, КЧ — Кызык-Чадрский, КТ — Кызыл-Таштыгский, АС — Ак-Сугский, АМ — Алдан-Маадырский, Бх — Бажи-Хемский, Пх — Пихтовый, Б — Бильдыкский, Ё — Ёлочка, А — Агардагский, КБ — Кара-Бельдирский, Х — Харальский, ОК — Амыло-Сыстыгхемский, ВТ — Восточно-Таннуольский, ЭХ — Эйлиг-Хемский, П — Пионерский, Ух — Ут-Хемский, Ш — Шишхидский, Бу — Булганский; 13–15 — ареалы магматизма: 13 — карбонатитового; 14 — гранитоидного литий-фтористого; 15 — щлочно-ультраосновного.

Салаирская эпоха, ознаменовавшаяся дальнейшим развитием зон глубинных разломов и прилегающих приразломных прогибов с офиолитовыми «комплексами» в ИхеБогдинской, Дзабханской, Цаган-Шибэтинской, Хяргаснурской, Хан-Хухийской зонах, в целом отличается фемическим профилем эндогенной минерализации. Это хромитовая, тальковая, асбестовая, платиноидная и нефритовая минерализация в гипербазитах и апогипербазитовых метасоматитах, медно-никелевое сульфидное и титаномагнетитовое оруденение в габброидах, скарновое магнетитовое и золотосульфидное оруденение в экзоконтактовых зонах гранитоидов. Общая оценка перспектив этого типа минерализации в районах Западной Монголии в зависит от формационной изученности базитовых образований, с которыми пространственно ассоциирует сульфидное медно-никелевое оруденение.

© В.И. ЛЕБЕДЕВ МЕТАЛЛОГЕНИЯ ТУВИНСКО-МОНГОЛЬСКОГО СЕГМЕНТА

ЦЕНТРАЛЬНО-АЗИАТСКОГО СКЛАДЧАТОГО ПОЯСА

Исследованиями базитового магматизма ТМС ЦАСП (Зайков и др., 1971; Кузмичев, 2004; Лебедев, Лебедева и др., 2010; Монгуш, Лебедев, Ковач и др., 2011;

Эволюция..., 2013) подтверждено наличие массивов перидотит-пироксенит-габброноритовой формации. Выделенный здесь хяргаснурский комплекс сопоставим с мажалыкским комплексом Восточной Тувы, для ряда массивов которого характерна рассеянная и концентрированная прожилково-вкрапленная до сливной массивной сульфидная медно-никелевая минерализация. С офиолитовой ассоциацией салаирской эпохи возможно проявление медно-колчеданного, а с вулканогенными и вулканогенно-осадочными толщами контрастного типа — колчеданно-полиметаллического оруденения, подобного известному в Туве Кызыл-Таштыгскому месторождению (Кузнецов, 1967; Рудные..., 1981; Кузебный и др., 2001; Лебедев, 2014). Пользующаяся значительным развитием сланцево-кремнисто-базальтовая формация венда – нижнего кембрия перспективна на выявление золоторудной минерализации «сухоложского» типа в выступах и тектонических пластинах зон Теректинско-Толбонурского, Курайско-Кобдинского и Цаган-Шибэтинского глубинных разломов.

Собственно каледонская эпоха для территории Северо-Западной Монголии малопродуктивна. Известные проявления молибденоносных грейзенов и золотосульфидных кварцевых жил, пространственно ассоциирующих с гранитоидными батолитами шапшальского и кобдинского комплексов, пользующихся распространением в Хархиринской, Кобдогольско-Буянтинской и Холзунско-Ульгийской зонах. В экзоконтактах каледонских гранитоидов известны незначительные по масштабам проявления магнетита в скарнах и меди в скарноидах и кварц-карбонатных жилах.

Герцинская эпоха является одной из ведущих для Северо-Западной Монголии.

С раннеорогенным этапом развития в структурно-формационных Холзунско-Ульгийской, Делюно-Юстыдской, Хархиринской, Цаган-Шибэтинской и Кобдогольской зонах связано формирование вулканитов базальт-андезит-риолитового состава и становление гранит-граносиенитовых интрузий. С ними ассоциируют проявления гидротермально-осадочной колчеданной и железорудной (гематитовой) минерализации в терригенно-вулканогенных толщах. С этапом формирования орогенных черносланцевых наложенных прогибов связано становление гранитоидов пстрого состава и субщелочных гранитов, сиенитов. В песчанно-аргиллитовой толще графитизированных черносланцевых отложений Делюно-Юстыдского прогиба выявлены пачки сульфидизированных пород с повышенными содержаниями меди, свинца, цинка, серебра и др. металлов. С позднеорогенным этапом в Западной Монголии связано формирование наложенных мульд и впадин, выполненных угленосной молассой, а также развитие трахириолитовых покровов в активизированных блоках. С интенсивно проявленным батолитовым субщелочным гранитовым магматизмом связана молибденитовая минерализация в кварц-серицитовых метасоматитах и в скарнах надинтрузивных зон и апикальных частей слабоэродированных массивов, шеелитовое и кобальтиншеелит-сульфидное оруденение в кварцевых жилах, окварцованных роговиках и турмалинитах экзоконтактовых зон, а также проявления разнотипной грейзеновой минерализации в гранитах, и сульфидно-касситеритовой — в кварц-серицит-хлоритовых апоинтрузивных метасоматитах.

Мезозойская эпоха тектономагматической активизации (дейтероорогенеза в связи с заложением континентальных рифтов), наиболее продуктивная в отношении эндогенного оруденения, на северо-западе Монголии характеризуется на раннем этапе преимущественным проявлением медной, медно-кобальтовой и, возможно, медномолибденовой минерализации в связи с дайковыми поясами. На позднем же этапе в ассоциации с дайками щелочных базальтоидов проявлена низкотемпературная

© V.I. LEBEDEV METALLOGENY OF THE TUVA-MONGOLIAN SEGMENT

OF THE CENTRAL ASIAN FOLD BELT

гидротермальная минерализация — никель-кобальт-арсенидная, свинцово-цинковая, флюоритовая, серебро-сульфосольная и ртутно-сурьмяно-вольфрамовая. На северо-западе Монголии в связи со щелочно-гранитоидными массивами в зоне Кобдинского глубинного разлома обнаружена флюоритовая редкометалльно-редкоземельная минерализация карбонатитового типа. Месторождения вольфрама здесь, как и в прилегающих районах Алтая, относятся преимущественно к молибден-вольфрамовой грейзеново-жильной рудной формации. Одним из промышленных объектов является антимонит-ферберитовое Кобдогольское месторождение к ртутно-сурьмяно-вольфрамовой формации, характерной для областей дейтероорогенной тектономагматической активизации. Известны также проявления кобальтин-шеелит-сульфидной минерализации (Ульхун-Кату, Кара-Куль). Молибден-вольфрамовая формация объединяет месторождения молибденит-гюбнеритового, молибденит-вольфрамитового и молибденит-молибдошеелитового минеральных типов, связанных с интрузией позднепалеозойских гранитоидов позднеорогенного этапа. Месторождения молибденит-гюбнеритового минерального типа (Кызыл-Тау и др.) ассоциируют с плутонами лейкократовых гранитов в геоантиклинальных поднятиях, сложенных офиолитовой ассоциацией пород вендкембрийского возраста. Рудные тела представлены полого- и крутопадающими жилами небольшой мощности в трещинах сколов и отрыва, секущих граниты и биотитовые роговики. Жильные поля сопровождаются калишпат-мусковитовыми породами, мусковититами, микроклинититами, реже — альбититами. В рудах обильны кварц, калишпат и мусковит, иногда — флюорит. Рудные минералы представлены гюбнеритом, шеелитом, нередки — халькопирит и пирит, присутствуют — молибденит, маложелезистый сфалерит, галенит, сульфовисмутиты свинца и меди.

Месторождения молибденит-вольфрамового минерального типа (Калгуты, Нарийн-Гол и др.) ассоциируют с лейкократовыми субщелочными гранитами карбонпермского возраста. Представлены они зонами рудоносных грейзенов, трубчатыми телами, жилами и прожилковыми штокверками в гранитах, а также штокверковыми прожилковыми зонами в их экзоконтактах с вмещающими породами. В рудах преобладает кварц, распространены мусковит, калишпат, флюорит.

Рудные минералы представлены преимущественно вольфрамитом, шеелитом, пиритом, присутствуют:

молибденит, иногда — топаз.



Pages:   || 2 | 3 | 4 |



Похожие работы:

«МЭФ "КАСПИЙСКИЙ ДИАЛОГ, 2017". ПОСТРЕЛИЗ. 14 апреля 2017 года в Москве в МГИМО МИД России состоялся Юбилейный Десятый Международный Экономический Форум "Каспийский диалог". Форум "Каспийск...»

«НТП И ЭФФЕКТИВНОСТЬ ПРОИЗВОДСТВА УДК 621.301. Н. П. КУНДЕНКО, доктор технических наук, ХНТУСХ им. П. Василенко, г. Харьков Л. Н. МИХАЙЛОВА, кандидат технических наук, доцент ПАТУ, г. Харьков e-mail: n.p.kundenko@inbox.ru ВЛИЯНИЕ НИЗКОИНТЕНСИВНЫХ АКУСТИ...»

«Том 8, 2011, № 4 ISSN: 1812-5220 Vol. 8, 2011, No. 4 Научно-практический журнал Проблемы анализа риска Scientific and Practical Journal Issues of Risk Analysis Главная тема номера: Риск экологический Volume Headline: Environmental Risk...»

«НАНОСИСТЕМЫ: ФИЗИКА, ХИМИЯ, МАТЕМАТИКА, 2013, 4 (1), С. 72–77 УДК 546.655.4-31 + 599.323.41 : 591.139 : 591.463 : 612.063 : 4.09 НАНОКРИСТАЛЛИЧЕСКИЙ ДИОКСИД ЦЕРИЯ ПОВЫШАЕТ ФУНКЦИОНАЛЬНУЮ АКТИВНОСТЬ РЕПРОДУКТИВНОЙ СИС...»

«ПРИОРИТЕТНЫЙ НАЦИОНАЛЬНЫЙ ПРОЕКТ "ОБРАЗОВАНИЕ" РОССИЙСКИЙ УНИВЕРСИТЕТ ДРУЖБЫ НАРОДОВ Э.А. ДОВЛЕТЯРОВА И.И. ВАСЕНЕВ ОЦЕНКА ВОЗДЕЙСТВИЯ НА ОКРУЖАЮЩУЮ СРЕДУ (ОВОС) И ЭКОЛОГИЧЕСКОЕ ПРОЕКТИРОВАНИЕ В...»

«ГАЛИНА ТАТЬЯНА ВЛАДИМИРОВНА ПРЕЭКЛАМПСИЯ: РЕЗЕРВЫ УЛУЧШЕНИЯ ИСХОДОВ ДЛЯ МАТЕРИ И ПЛОДА 14.01.01 Акушерство и гинекология АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора медицинских наук МОСКВА Работа выполнена на кафедре акушерства и гинекологии с курсом перинатологии, кафедре биологии и общей генетики ГОУ ВПО "Российский университет дружбы наро...»

«ООО "С-Терра СиЭсПи" 124498, г. Москва, Зеленоград, Георгиевский проспект, дом 5, помещение I, комната 33 Телефон/Факс: +7 (499) 940 9061 Эл.почта: information@s-terra.ru Сайт: http://www.s-terra.ru Программ...»

«1. Цели освоения дисциплины Целью освоения дисциплины "Биологически активные органические соединения" является формирование у студентов знаний о роли низкомолекулярных органических соединений в жизне...»

«Областной институт усовершенствования учителей, ОО "Педагогическая ассоциация ЕАО РФ" Формирование положительной мотивации при обучении биологии Из опыта работы Е.М. Вижуновой, учителя биологии МОУ СОШ №1 г. Биробиджана Биробиджан, 2008 г. Формирование...»

«ISSN 1994-0351. Интернет-вестник ВолгГАСУ. Сер.: Политематическая. 2014. Вып. 2 (33). www.vestnik.vgasu.ru _ УДК 504.056 И. К. Яжлев МЕХАНИЗМ ГАРАНТИРОВАННОЙ ЛИКВИДАЦИИ НАКОПЛЕННОГО ЭКОЛОГИЧЕСКОГО УЩЕРБА ПРИ РЕОРГАНИЗАЦИИ ЗАГРЯЗНЕННЫХ ГОРОДСКИХ И ПРОИЗВОДСТВЕННЫХ ТЕРРИТОРИЙ Рассматриваются во...»

«59 Biological Bulletin УДК 591.526:598.113.6 Ю. В. Кармышев1, А. Н. Ярыгин2 РЕПРОДУКТИВНЫЕ ОСОБЕННОСТИ НЕКОТОРЫХ НАСТОЯЩИХ ЯЩЕРИЦ (LACERTIDAE) УКРАИНЫ 1Мелитопольский государственный педагогический университет имени Богдана Хмельницкого 2Институт Зоологии им. И.И. Шмальгазена НАН Украины В работе представлены сведения об ос...»

«Министерство образования и науки Российской Федерации ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ "САРАТОВСКИЙ НАЦИОНАЛЬНЫЙ ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ ИМЕНИ Н.Г. ЧЕРНЫШЕВСКОГО"...»

«Портфолио аспиранта ФИО Кадыков Александр Михайлович Электронный адрес и alexander.kadykov@gmail.com телефон для связи с +79200293114 аспирантом Год начала обучения 2014 Форма обучения очная Направление по...»

«Самарская Лука: проблемы региональной и глобальной экологии. Самарская Лука. 2009. – Т. 18, № 1. – С. 119-126. УДК 591.5:598.113.6 ЖИВОРОДЯЩАЯ ЯЩЕРИЦА, LACERTA VIVIPARA, КАК ИНТЕГРАЦИОННАЯ МОДЕЛЬ БИОЛОГИЧЕСКИХ ИССЛЕДОВАНИЙ © 2009 Д...»

«Источник: "Народная газета" 2012-04-11 Стрелять или охранять? Не первый год подогревает страсти весенняя охота на водоплавающих птиц, но, похоже, позиции охотников и экологов начинают сближаться. Традиционно с перв...»

«Ученые записки Крымского федерального университета имени В. И. Вернадского Биология, химия. Том 2 (68). 2016. № 3. С. 28–35. УДК 581.14:661.162.66(635.656) ДЕЙСТВИЕ ПРЕПАРАТА ЦИРКОН НА РОСТ И РАЗВИТИЕ РАСТЕНИЙ КУКУРУЗЫ В УСЛОВИЯХ ОСМОТИЧЕС...»

«Министерство образования и науки Российской Федерации ФЕДЕРАЛЬНОЕ ГОСУДАРСТВЕННОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ОБРАЗОВАНИЯ "САРАТОВСКИЙ НАЦИОНАЛЬНЫЙ ИССЛЕДОВАТЕЛЬСКИЙ ГОСУДАРСТВЕ...»

«РЕШЕНИЕ по жалобе № 12402 на нарушения при организации и проведении торгов Дата рассмотрения жалобы по существу 03.10.2014 г. Москва Комиссия Московского областного УФАС России по рассмотрению жалоб на нарушения при организации и проведении торг...»

«Малхасян Артем Витальевич АГРАРНО-ПРАВОВЫЕ ПРОБЛЕМЫ В СФЕРЕ ОБЕСПЕЧЕНИЯ ПРОДОВОЛЬСТВЕННОЙ БЕЗОПАСНОСТИ 12.00.06 – Земельное право; природоресурсное право; экологическое право; аграрное право Диссертация на соискание ученой степени кандидата юридических...»

«ББК 66.75 М 55 Научный потенциал нового поколения: проекты, инновации, перспективы. Международная молодежная конференция, – Ноябрьск: Электронное издание, 2015.– 126 с. В сборник вошли материалы IV Международной молодежной конференции "Научный потенциал нового поколения: проекты,...»

«ГЛОБАЛЬНАЯ ЯДЕРНАЯ БЕЗОПАСНОСТЬ, 2016 №4(21), С. 7–15 ПРОБЛЕМЫ ЯДЕРНОЙ, РАДИАЦИОННОЙ И ЭКОЛОГИЧЕСКОЙ БЕЗОПАСНОСТИ УДК 504.064.36 МОНИТОРИНГ ТРИТИЯ КАК ВОЗМОЖНОГО ИНДИКАТОРА УТЕЧЕК ИЗ СПЕЦТРУБОПРОВОДОВ И ДРУГИХ ВОДОНЕСУЩИХ КОММУНИКАЦИЙ НА ПЛОЩАДКЕ АЭС "БУШЕР-1" © 2016 В.Ю. Ульянов*, А.П...»

«1. Цели подготовки Целью дисциплины является закрепление у аспирантов навыков по использованию знаний по вопросам экологических проблем животноводства, необходимых для профессиональной деятельности....»

«УЗА-10М.В3 МИКРОПРОЦЕССОРНОЕ УСТРОЙСТВО ЗАЩИТЫ И АВТОМАТИКИ ПО ЧАСТОТЕ И НАПРЯЖЕНИЮ ПРИСОЕДИНЕНИЙ 6-110 КВ ТЕХНИЧЕСКОЕ ОПИСАНИЕ И ИНСТРУКЦИЯ ПО ЭКСПЛУАТАЦИИ ЕМВ.002.12.12.100. В3 ТО 2012г. Перед включением оперативного тока заземлить! При проверке сопротивления изоляции мегомметром заземление отключить! Наименование Редакция Дата В...»

«Вестник Тюменского государственного университета. 20 Экология и природопользование. 2016. Т. 2. № 4. С. 20–32 Павел Евгеньевич КАРГАШИН1 Платон Сергеевич ЯСЕВ2 УДК 528.87+528.94 КАРТОГРАФИРОВАНИЕ ПРОМЫШЛЕННОГО ОСВО...»

«ПОЧИНКОВСКИЙ МУНИЦИПАЛЬНЫЙ РАЙОН МУНИЦИПАЛЬНОЕ БЮДЖЕТНОЕ ОБЩЕОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ РИЗОВАТОВСКАЯ СРЕДНЯЯ ШКОЛА ПРИНЯТО УТВЕРЖДЕНО на заседании педагогического совета приказом директора Протокол от 29.08.2016 № 8 от 29.08.2...»

«Алтайский институт труда и права (филиал) ОУП ВПО "Академия труда и социальных отношений" РАБОЧАЯ ПРОГРАММА ПРОИЗВОДСТВЕННОЙ ПРАКТИКИ (ПРЕДДИПЛОМНОЙ) направление 38.03.01.62 (080100.62) "Экономика" Проф...»

«Санаторий "Лунево" Костромская область Лунево располагается в экологически чистом районе, окруженном лесом, на берегу реки Волги вблизи древнего города Кострома. Размещение В санатории Лунево 152 номера различной категории на 300 мест. Размещение в 2-х благоустроенных 3-х и 4-х этажных корпусах с видом н...»

«Технология развития критического мышления(ТРКМ) на уроках биологии Учитель биологии Переладова Н.А. Соавторы-разработчики В основу этого подхода к обучению положены труды ученых с мировым именем: Джени Л. Стил Д. Дьюи Кертис С. Мередит Ж.Пиаже Технология (РКМЧП) была Чарльзом Темплом Л.С. Выготско...»

«ОБЩИЕ ПОЛОЖЕНИЯ I. Актуальность: В последние годы отмечается тенденция к учащению таких нарушений как задержка роста и полового развития. У каждого шестого подростка выявляют задержку роста с (без) нарушения полового развития. С биологической точки зрения рост...»








 
2017 www.kn.lib-i.ru - «Бесплатная электронная библиотека - различные ресурсы»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.