Геохимические типы карбонатных отложений южного обрамления Сибирской платформы тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.09, доктор геолого-минералогических наук Летникова, Елена Феликсовна

• Летникова, Елена Феликсовна
• доктор геолого-минералогических наук
• 2008

Оглавление диссертации доктор геолого-минералогических наук Летникова, Елена Феликсовна

ВВЕДЕНИЕ

Глава1. МЕТОДИКА ГЕОХИМИЧЕСКОГО ИЗУЧЕНИЯ КАРБОНАТНЫХ ПОРОД

Глава 2. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ШЕЛЬФОВЫХ КАРБОНАТНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ЮГА СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ И МИКРОКОНТИНЕНТОВ В ЕЕ ОБРАМЛЕНИЕ

2.1. Карбонатные отложения юга Сибирской платформы (байкальская серия)

2.1.1. Геологические особенности строения байкальской серии

2.1.2. Проблемы возраста отложений байкальской серии

2.1.3. Геохимические и изотопные характеристики терригенных отложений байкальской серии

2.1.4. Геохимические особенности карбонатных отложений байкальской серии

2.2. Карбонатные отложения юго-западной части Сибирской платформы (шунтарская свита, Енисейский кряж)

2.2.1. Геологические особенности строения Енисейского кряжа и изотопно-геохимические характеристики его неопротерозойских терригенных отложений

2.2.2. Геохимические и изотопные характеристики карбонатных отложений шунтарской свиты Енисейского кряжа

2.3. Рифейские карбонатные отложения чехла Тувино-Монгольского массива

2.3.1. Геологические особенности строения Тувино-Монгольского массива и изотопно-геохимические характеристики его неопротерозойских терригенных отложений

2.3.2. Геохимические особенности карбонатных отложений рифейского чехла Тувино-Монгольского массива (иркутная свита)

2.4. Венд-кембрийские карбонатные отложения чехла Тувино

Монгольского микроконтинента

2.4.1. Геологические особенности строения венд-кембрийского чехла 93 Тувино-Монгольского микроконтинента

2.4.2. Окинская структурно-формационная зона. Боксонская серия 96 (геологическое строение и литологические особенности)

2.4.3. Возраст карбонатных отложений боксонской серии на основе 100 изотопной стратиграфии

2.4.5. Геохимическая характеристика карбонатных отложений 107 боксонской серии

2.4.6. Ильчирская структурно-формационная зона. 116 Горлыкская и араошейская свиты. Геологическое строение и литологические особенности

2.4.7. Геохимическая характеристика карбонатных отложений 11В Ильчирской структурно-формационной зоны

2.4.8. Литолого-геохимическая корреляция венд-кембрийских 128 карбонатных отложений Тувино-Монгольского микроконтинента

2.5. Карбонатные отложения Батеневского кряжа (енисейская 131 серия)

2.5.1. Стратиграфия неопротерозойских осадочных комплексов юга 131 Батеневского кряжа (хр. Азыр-Тал)

2.5.2.Геохимические особенности карбонатных отложений 141 енисейской серии

2.6. Карбонатные отложения венд-кембрийского чехла 148 Амалатской глыбы (Витимское плоскогорье)

2.6.1. Геологические особенности кембрийских отложений чехла 148 Амалатской глыбы (Витимское плоскогорье)

2.6.2. Геохимические характеристики терригенных пород якшинской 155 свиты

2.6.3. Геохимические особенности карбонатных отложений 160 тилимской свиты

Глава 3. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ КАРБОНАТОНАКОПЛЕНИЯ В ПРЕДЕЛАХ ОКЕАНИЧЕСКИХ ОСТРОВОВ СЕВЕРНОГО СЕГМЕНТА ПАЛЕОАЗИАТСКОГО ОКЕАНА

3.1. Геологические особенности строения Джидинской зоны

3.2. Общая характеристика карбонатных отложений Джидинской зоны

3.3. Геохимические особенности карбонатных отложений Джидинской зоны

3.4. Геологические особенности строения венд-кембрийских осадочно-вулканогенных комплексов юга Батеневского кряжа

3.5. Геологические и изотопные характеристики карбонатных отложений верхней части сорнинской свиты

3.6. Геохимические особенности карбонатных отложений верхней части сорнинской свиты

Глава 4. ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ КАРБОНАТНЫХ

ОТЛОЖЕНИЙ ЗАДУГОВЫХ БАССЕЙНОВ ЮЖНОГО ОБРАМЛЕНИЯ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

4.1. Карбонатные породы метаморфических комплексов 194 Слюдянки и Приольхонья, толтинской свиты южного обрамления Сибирской платформы

4.1.1. Особенности строения метаморфических комплексов 194 Слюдянки и Приольхонья, толтинской свиты южного обрамления

Сибирской платформы

4.1.2. Геохимические особенности карбонатных пород 198 метаморфических комплексов Слюдянки и Приольхонья, толтинской свиты южного обрамления Сибирской платформы

4.2. Карбонатные отложения Хайт-Тиссинского междуречья юго 209 восточной части Восточного Саяна

4.2.1. Геохимические особенности карбонатных отложений Хайт

Тиссинского междуречья

4.3. Геохимическая специфика карбонатных отложений 220 баргузинской, икатской, гаргинской серий Витимского плоскогорья

Глава 5. СОПОСТАВЛЕНИЕ ГЕОХИМИЧЕСКИХ

ХАРАКТЕРИСТИК КАРБОНАТНЫХ ОТЛОЖЕНИЙ ЮЖНОГО СКЛАДЧАТОГО ОБРАМЛЕНИЯ СИБИРСКОЙ ПЛАТФОРМЫ

5.1. Геохимические характеристики субплатформенных карбонатных 225 комплексов

5.2. Геолого-геохимические характеристики карбонатонакопления в 234 обстановках задуговых бассейнов

5.3 .Геохимические характеристики карбонатных отложений океанических островов (гайот)

5.4. Геодинамическая интерпретация геохимических характеристик 243 карбонатных отложений южного обрамления Сибирской платформы

5.5. Распределение РЗЭ в карбонатных отложениях различных 246 геодинамических типов южного обрамления Сибирской платформы ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Геохимические типы карбонатных отложений южного обрамления Сибирской платформы»

Актуальность исследований

Карбонатные отложения широко распространены в пределах Палеоазиатского океана, с существованием которого связывают основную эпоху рифей-нижнепалеозойского осадконакопления в южном складчатом обрамлении Сибирской платформы [Беличенко и др., 1994]. Практически на всех стадиях эволюции океана возникали благоприятные условия для карбонатонакопления. Карбонатные отложения накапливались в различных мелководных обстановках, и лишь небольшая часть карбонатных илов отлагалась в относительно глубоководных условиях океанического дна. В результате поздних коллизионных процессов в обрамлении Сибирской платформы близкие по возрасту карбонатные толщи, накопившиеся в сходных фациальных обстановках, но в бассейнах различной геодинамической природы, были сближены в пространстве и на основе традиционных методов исследований осадочных пород подчас неразделимы. Во многом это обусловлено конвергентностью ряда литологических признаков пород, а также сходным набором содержащихся в них органических остатков или полным их отсутствием. Кроме этого, часть осадочных комплексов, в том числе и карбонатных, регионально метаморфизована в пределах от зеленосланцевой до гранулитовой фаций. Таким образом, для карбонатных отложений данного региона представляются достаточно актуальными проблемы выяснения их генезиса и принадлежности к определенным типам осадочных бассейнов. В столь сложной ситуации весьма актуален поиск дополнительных критериев, способных повысить информативность карбонатных отложений и сделать их более востребованными для решения задач геологического и геодинамического плана. Одним из способов решения этого вопроса является геохимическое исследование карбонатных отложений, накапливающихся в обстановках осадочных бассейнов определенного геодинамического типа, и выявление их диагностических геохимических особенностей. Как это ни покажется странным, но до сих пор подобных исследований в мировой практике, в том числе и в России, не проводилось.

Целью данного исследования является разработка .методической основы геохимической диагностики карбонатных комплексов различных геодинамических обстановок седиментогенеза.

Основными задачами при этом стали: 1. реставрация физико-химических особенностей седиментогенеза карбонатных отложений различной степени метаморфизма определенных геодинамических типов обстановок осадконакопления;

2. определение петрогенетического типа доминирующих и второстепенных источников питающих провинций;

3. выделение геохимических типов карбонатных комплексов определенных геодинамических обстановок.

Объектами исследования послужили карбонатные комплексы южного обрамления Сибирской платформы, природа образования которых обосновывалась их геологическими и литологическими особенностями, подкреплялась изотопно-геохимическими данными по терригенным отложениям этого осадочного бассейна и магматическим образованиям. Это карбонатные отложения краевых частей Сибирской платформы - байкальская серия, V (Южное Прибайкалье), шунтарская свита, Я (Енисейский кряж), РЯз и У-С карбонатные чехлы микроконтинентов -Тувино-Монгольского (боксонская серия, иркутная, горлыкская, араошейская свиты), Батеневского (чарыштагская, биджинская, мартюхинская, сорнинская, бродовская, боградская свиты) и Амалатского (тилимская свита); € отложения Джидинской зоны (хасуртинская свита), карбонатные толщи различной степени метаморфизма в складчатом обрамлении Сибирской платформы — слюдянская, ольхонская, ангинская, цаган-забинская, баргузинская серии, хойготская, икатская, толтинская свиты и отложения Хайт-Тиссинского междуречья. Фактический материал

В работе использованы материалы автора, собранные им в процессе полевых работ 1993-2006 гг. в южном обрамлении Сибирской платформы. Каменный материал по слюдянской серии Южного Прибайкалья был любезно предоставлен к.г.-м.н. Л.З.Резницким, по араошейской свите Тункинских гольцов - д.г.-м.н. В.Г.Беличенко.

В работе использовано более 2100 количественных спектральных (Со, Сг, V, Бс, Си, 8п, РЬ, Ве) и рентгенофлуоресцентных СП, Мп, Бг, Ва, Ъх, Ъъ, У, №>, Из) анализов, 50 анализов РЗЭ, а также результаты совместных исследований по изотопии Бг, О и С карбонатных пород (А.Б.Кузнецов (ИГГД РАН), Б.Г.Покровский (ГИН РАН)) и геохимии и Бт-Ш систематике терригенных отложений (С.В.Вещева (ИЗК СО РАН), Ковач В.П. (ИГГД СО РАН), Ю.Л.Ронкин (ИГГ УрО РАН)). Изучено более 2500 шлифов карбонатных и 460 терригенных пород. Анализы проводились в аналитических лабораториях ИЗК СО РАН, ГИН СО РАН, ГИН РАН, ИГГД РАН, ИГГ УрО РАН и ОИГГМ СО РАН.

В основу диссертации положены результаты работы автора в Институте земной коры СО РАН и Институте геологии и минералогии СО РАН в рамках выполнения исследований по планам НИР, грантам РФФИ и Интеграционным проектам СО РАН. Научная новизна работы

Методика геохимической диагностики и корреляции карбонатных отложений, основанная на многомерных связях широкого спектра микроэлементов, является оригинальной. Для карбонатных толщ южного обрамления Сибирской платформы она применена впервые, как геохимическое и изотопное изучение осадочных толщ в целом. На основе этой методики с привлечением геологических и геодинамических критериев среди осадочных комплексов южного обрамления Сибирской платформы, Тувино-Монгольского, Хамардабанского, Тункинского, Джидинского, Ольхонского, Баргузинского, Амалатского, Икатского, Хамсаринского, Батеневского террейнов были выделены три геохимических типа карбонатных отложений, накапливавшихся в различных геодинамических обстановках - субплатформенных, задуговых бассейнов и океанических островов (гайот). Данное исследование является пионерным в интерпретации геохимических характеристик карбонатных комплексов, формирующихся в различных геодинамических типах осадочных бассейнов. Практическая значимость работы

Полученные геохимические и изотопные характеристики карбонатных отложений южного обрамления Сибирской платформы позволят более корректно проводить расчленение и корреляцию карбонатных толщ при геологосъемочных, стратиграфических и тематических работах. Геохимические данные помогут прогнозировать конкретные типы полезных ископаемых в зависимости от особенностей накопления карбонатных отложений. Основные защищаемые положения

1. Субплатформенные карбонатные отложения древних континентальных блоков — байкальская серия, шунтарская и иркутная свиты и микроконтинентов (Тувино-Монгольского, Батеневского и Амалатского) отлагались в мелководных обстановках и имеют однотипный характер распределения основных типоморфных элементов ("П, Мп, Ъх, 8г, Ва), при более высоких концентрациях 7х в отложениях древних континентальных блоков. Карбонатные породы континентальных блоков накапливались на сиалических породах фундамента древних платформ, а микроконтинентов - на мафических породах островных дуг и офиолитовых комплексов, что объясняет отсутствие в карбонатных отложениях микроконтинентов элементов кислой специализации (Ве, Бп).

2. В пределах океанических террейнов в кембрии на вулканических островах накапливались мелководные высокобариевые низкостронциевые карбонатные отложения хасуртинской свиты Джидинской зоны и верхней части сорнинской свиты Батеневского кряжа. Более глубоководные отложения содержат большое количество обломочного материала и характеризуются вышекларковыми концентрациями основных типоморфных и примесных элементов за исключением вг, Бп и Ве. Распределение элементов-примесей указывает на основной и, в меньшей мере, ультраосновной состав пород питающих провинций.

3. В обрамлении Сибирской платформы в обстановках задуговых бассейнов происходило накопление карбонатных отложений, характерной особенностью которых являются высокостронциевые горизонты или региональные геохимические аномалии Бг, связанные с подводными поствулканическими гидротермами. Характер распределения элементов-примесей в карбонатных отложениях задуговых бассейнов указывает на то, что питающими провинциями для них послужили породы основного состава

4. Для карбонатных отложений океанических островов характерен плоский тренд распределения РЗЭ (Ь11ЕЕ/НКЕЕ<2), для отложений задуговых бассейнов слабонаклонный (2<Ы1ЕЕ/1-ШЕЕ<4) и пологонаклонный для карбонатов древних континентальных блоков и микроконтинентов - (ЬКЕЕ/НКЕЕ<4). Влияние гидротерм на состав карбонатов открытого океанического бассейна прослеживается по положительным Се и Ей аномалиям. Увеличение содержаний РЗЭ в карбонатных отложениях, при прочих равных условиях, происходит при повышенных концентрациях Мп в мелководных окислительных обстановках при незначительной скорости накопления.

Апробация работы и публикации

Различные положения работы выносились на обсуждение всероссийских литолого-геохимических (Сыктывкар, 2001; Москва, 2003, 2005, 2006), тектонических (Москва, 1995, 2000; Екатеринбург, 1999, 2001; Новосибирск, 2004) и различных тематических (Иркутск, 1995, 1997, 2002, 2003, 2004, 2005, 2006, 2007; Екатеринбург, 2001, 2002, 2004, 2006) конференций и совещаний.

По теме диссертации опубликовано 59 работ, в том числе 10 статей в рецензируемых журналах, глава в коллективной монографии и путеводителе геологической международной экскурсии (ЮСР-440). Объем диссертации

Диссертация состоит из введения, пяти глав и заключения общим объемом 319 страниц машинописного текста, иллюстрируется 126 рисунками и 69 таблицами, в том числе 26 в приложении. Список литературы включает в себя 194 наименования. Благодарности

Заключение диссертации по теме «Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых», Летникова, Елена Феликсовна

Данные выводы стали возможными только в результате совместных исследования осадочных и магматических образований, так как независимо друг от друга было трудно объяснить столь резкие различия осадочных отложений северной и южной полос Тувино-Монгольского микроконтинента и присутствие подобного типа гранитов в его структуре.

В структуре Палеоазиатского океана по возрасту осадочного чехла можно выделить два типа микроконтинентов - с венд-кембрийским и рифейским чехлами. В первом случае фундамент микроконтинентов (Тувино-Монгольский, Центрально-Монгольский, Батеневский) в пределах северного сегмента Палеоазиатского океана образовался в предвендскую коллизию в результате аккреции блоков с различным типом коры [Парфенов и др., Беличенко и др., 1999; Хаин, 2001], на которых, в дальнейшем, началось накопление шельфовых карбонатных и терригенно-карбонатных отложений.

Ко второму типу, возможно, относятся мелкие фрагменты распавшегося в рифее, суперконтинента Родинии [Коваленко и др., 2003, Piper, 2000; Хаин, 2001]. Ряд исследователей считают, что ранее они составляли единую активную континентальную окраину Сибирской платформы и в рифее в результате задугового спрединга отделились от Сибирского кратона [Кузьмичев, 2004; Berzin , 2004]. В таком случае, должна наблюдаться корреляция рифейских разрезов осадочных комплексов крупных континентов, в частности Сибирского, и микроконтинентов (Баргузинского, Сангиленского, Дзабханского, Тарбагатайского, Гаргинского, Муйского и Ту вино-Монгольского массива). Терригенные комплексы микроконтинентов должны наследовать геохимическую специфику источников сноса, т.е. пород фундамента Сибирской платформы, а карбонатные толщи иметь близкие физико-химические параметры седиментогенеза. Наиболее крупными микроконтинентами в пределах северного сегмента Палеоазиатского океана считаются Тувино-Монгольский и Баргузинский. Если для осадочных комплексов Тувино-Монгольского микроконтинента накоплено достаточно много литологической, биостратиграфической, геохимической и изотопной информации, то осадочные комплексы Баргузинского микроконтинента на настоящий момент остаются «белым пятном» в геологии Восточной Сибири.

В последние годы нами были изучены осадочные серии, относимых к чехлу Баргузинского микроконтинента - терригенные и карбонатные отложения витимканской серии, карбонатные отложения баргузинской (60 проб), гаргинской (110 проб) и икатская (72 пробы) серий, а так же приуроченные к последней марганцевые руды Икатского месторождения (икатская серия) (см. рис. 1.4).

Терригенные и карбонатные отложения витимканской серии относятся к чехлу Амалатской глыбы, которая входит в состав Баргузинского микроконтинента. В главе 2 данной работы показано, что питающими провинциями для терригенных отложений этой серии (якшинская свита) послужили не кристаллические образования докембрийского кратонного фундамента, как предполагалось ранее, а основные и ультраосновные породы, подобные офиолитам Байкало-Муйского пояса. При сопоставлении литолого-геохимических характеристик венд-кембрийских карбонатных отложений тилимской свиты, относимой к чехлу Амалатской глыбы с уже изученными карбонатными комплексами северного сегмента Палеоазиатского океана была обнаружена практически полная их идентичность с одновозрастными карбонатными отложениями чехла Тувино-Монгольского микроконтинента. Для этих двух комплексов характерен существенно доломитовый состав нижней части разреза, строматолитовые горизонты, к которым стратиграфически приурочены или высокоглиноземистые сланцы или бокситы, выше по разрезу отмечается наличие фосфоритоносных горизонтов и увеличения доли известняков вверх по разрезу. Геохимические характеристики карбонатных отложений тилимской свиты позволяют судить о тектонически пассивном режиме и отсутствии вулканической деятельности на момент их седиментации. На основе геохимических исследований, основные источники питающих провинций восстанавливаются как породы основного состава. Таким образом, фундамент Амалатской глыбы, по аналогии с Тувино-Монгольским, представляет собой составной рифейский блок, существенно базитовой природы.

Исходя из того, что венд-кембрийские карбонатные отложения Тувино-Монгольского микроконтинента на достаточно большой территории имеют свойственные только им отличительные литологические и геохимические особенности [Летникова, Гелетий, 2005], возможно ожидать, что и венд-кембрийские карбонатные отложения Баргузинского микроконтинента будут близкими между собой по литологическим и вещественным характеристикам.

Таким образом, тилимская свита как представитель шельфовых отложений должна хорошо сопоставляться с венд-кебрийскими карбонатными отложениями гаргинской, баргузинской и икатской серий, относимых к чехлу Баргузинского микроконтинента. В действительности три последних серии по характеру распределения основных типоморфных и примесных элементов и РЗЭ достаточно близкие к карбонатным толщам метаморфических комплексов Приольхонья и Слюдянки и толтинской свиты, геохимические характеристики которых были приняты нами за эталонные для карбонатных отложений задуговых бассейнов южного обрамления Сибирской платформы (рис. 4.З.1.). Так они характеризуются достаточно высокими содержаниями 8г (до 8 ООО г/т, в среднем 1500 г/т) и повышенными содержаниями Ва (до 500 г/т) (см. приложение). Для всех трех комплексов отмечены горизонты с высокими концентрациями Мп, а также Икатское месторождение Мп руд. Источниками сноса для всех изученных отложений послужили породы основного состава. Распределение РЗЭ в карбонатных породах этих трех комплексов имеют схожие тренды. Отношения ЫШЕ/НКЕЕ изменяется в интервале от 3,2 до 3,9 и соответствуют задуговым обстановкам накопления [Летникова, 2003]. Все вышеперечисленных карбонатных комплекса по своим геохимическим характеристикам отличаются от карбонатных отложений тилимской свиты. К сожалению, провести анализ геохимических характеристик магматических, в том числе вулканических пород, изученных осадочно-вулканогенных серий не представляется возможным ввиду их отсутствия.

Редкоземельный спектр Мп руд Подикатского месторождения (икатская серия) и Цаганзабинского рудопроявления (метаморфический комплекс Приольхонья) имеют подобные пологие тренды распределения РЗЭ с характерной Ей положительной аномалией (рис. 5.4.5.). Подобное распределение РЗЭ характерно для осадков, накапливающихся в непосредственной близости от гидротермальных полей, которые оказывают существенное влияние на формирования осадков [Гурвич, 1998].

Итак, накопление карбонатных отложений икатской, гаргинской и баргузинской серий происходило в пределах системы задуговых бассейнов. Незначительные различия в геохимических составах этих комплексов, видимо, обусловлены накоплением осадков в различных частях бассейна в зависимости

I |1 Г7П2

0.01 -.-.-.-.-г

Т1 Мп Бг Ва

Рис. 4.3.1. Распределение основных типоморфных элементов в карбонтаных отложениях южного обрамления Сибирской платформы.

Усл. обозначения. 1 (серое поле) - карбонатные отложения метаморфических комплексов Приольхонья и Слюдянки, толтинской свиты, 2 - карбонатные отложения Витимского плоскогорья - А - баргузинская, Б - гаргинская, В - икатская.

Подводя итог анализа геохимических характеристик карбонатных отложений из различных блоков Баргузинского микроконтинента можно заключить, что ни один из изученных комплексов не может быть отнесен к породам его чехла. Лишь карбонатные отложения тилимской свиты могут являтся чехлом Амалатской глыба, которая представляет собой составной террейн и ее фундамента представлен породами основного и ульраосновного состава. Таким образом, в результате проведенных исследований ни в одном из изученных осадочных комплексов не обнаружены продукты разрушения кратонического материала и преобладающая часть пород, относимых ранее к чехлу Баргузинского микроконтиента, накапливалась в обстановках системы задуговых бассейнов при активной вулканической и гидротермальной деятельности. Все это ставит под сомнение существования Баргузиснкого микроконтиента как такового.

5.1. Геохимические характеристики субплатформенных карбонатных комплексов

Субплатформенным обстановкам карбонатонакопления в пределах южного обрамления Сибирской платформы отвечают шельфовые отложения ее краевых структур - Енисейского кряжа (шунтарская свита - Я) и южного Прибайкалья (байкальская серия -V), а так же осадочных чехлов микроконтинентов -докембрийской Гарганской глыбы (иркутная свита - Я), Тувино-Монгольского массива (боксонская серия, горлыкская и араошейская свиты - У-С), Батеневского кряжа (енисейская серия - У-С) и Амалатской глыбы (тилимская свита - С) (рис.5.1.1). Для них характерны мелководные шельфовые обстановки накопления при пассивном тектоническом режиме, что отмечалось ранее рядом исследователей [Шенфиль, 1991; Хераскова, Самыгин, 1992; Бутов, 1996; Летникова, Гелетий, 1997; Летникова, 2000; Летникова, Гелетий, 2005 и др.]. Следует отметить геохимические особенности для каждого возрастного уровня карбонатонакопления данного типа в отдельности. Так, наиболее мелководным прибрежно-морскими обстановкам накопления отвечают отложения рифейского и вендского возраста, накапливающиеся на древних континентальных блоках -байкальская серия, шунтарская и иркутная свиты. Для них характерны вышекларковые содержания Ъх и В а и близкие к кларку содержания Мп (Рис.5.1.2., Табл.5.1.). Это единственный тип из изученных карбонатных отложений, для которых отмечены столь высокие концентрации Ът. Для вендских шельфовых карбонатных отложений микроконтинентов отличительной особенностью являются повышенные содержания Мп и Ва, превышающие кларк в 2-8 раз (табл. 5.1.). Следует отметить, что для отложений этого временного интервала характерны очень низкие содержания 8г (рис.5.1.З.), что возможно, было связано с двумя возможными причинами. Во-первых, эти отложения представлены доломитами; во-вторых, среди них достаточно распространены

Монголия ■ и I--

52°

Рис. 5.1.1. Схема расположения карбонатных комплексов субплатформенного типа в южном обрамлении Сибирской платформы.

Условные обозначения см. рис. 1.4. их длительного контакта с водами бассейна и выведением, нередко, над водой [Юдович, 1981]. То есть для рифогенных карбонатных фаций отличительной геохимической чертой являются очень низкие содержания 8г. Не смотря на то, что У-С карбонатные отложения образуют единые карбонатные платформы в пределах микроконтинентов, кембрийские карбонатные отложения, отличаются от вендских более низкими содержаниями Т1, Мл, 7л и более высокими - 8г и Ва (рис.5.1.3). Возможно, это связано с началом транссгресивного этапа, который отмечен рядом исследователей для этого возрастного рубежа в изучаемом регионе [Геология., 1989; Хераскова и др., 1993; Летникова, Гелетий, 2005]. Для венд-кембрийских карбонатных комплексов Тувино-Монгольского микроконтинента характерно

226

0.01

Рис. 5.1.2. Распределение основных типоморфных элементов в неопротерозойских карбонатных отложениях древних континентальных блоков.

Условные обозначения: 1 - байкальская серия, 2 - иркутная свита, 3 - шунтарская свита.

10

О. ш 5

ТО 1 о о с

0.1

0.01

0.001

Т\ Мп Тх Бг Ва

Рис. 5.1.3. Распределение основных типоморфных элементов в субплатформенных карбонатных отложениях микроконтинентов южного обрамления Сибирской платформы.

Условные обозначения: 1 - кембрийские, 2 - вендские.

Типы обстановок

Субплахформенные древних континентальных блоков, Я

Субплатформенные древних континентальных блоков, V

Субплатформенные микроконтинентов, V

Субплатформенные микроконтинентов, С

Задуговых бассейнов

Океанических островов, мелководные

Океанических островов, глубоководные

Кларк ш

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Карбонатные породы иркутной свиты по своим литолого-геохимическим характеристикам относятся к субплатформенным фациям шельфовой зоны. Накопление этих отложений происходило в мелководных незамкнутых морях в непосредственной близости суши, как в окислительной обстановке при активном водном режиме, так и на удалении от берега в более пассивном водном режиме и слабо восстановительных условиях. При формировании карбонатной толщи данной свиты Гарганская глыба представляла собой устойчивый участок земной коры в пределах океана.

Иркутная свита представляет собой в настоящее время серию разрозненных выходов карбонатных пород. Наши исследования подтвердили правомочность отнесения всех этих участков к данной свите. Литолого-геохимические исследования пород иркутной свиты позволили выделить три шельфовые микрофации. При изучении площадного распространения данных микрофаций следует отметить, что они в различных объемах присутствуют во всех изученных разрезах иркутной свиты. Так, карбонатые породы на участках 1 и 5 (рис.2.3.5.) наиболее мелководные, на участках 2 и 3 осаждение происходило в более глубоководных условиях, а самой глубоководной части разреза соответствуют карбонатные отложения на участке 4. Изучение площадного распределения элементов, характеризующих породы ультраосновной и кислой специализаций в микрофациях, позволяет сделать вывод о тектонической активности и обширной вулканической деятельности на сопредельных территориях юго-восточной части Гарганской глыбы во время формирования карбонатной толщи иркутной свиты, что хорошо согласуется с данными по вулканизму в данном регионе ряда исследователей [Гладкочуб и др., 1996; Кузьмичев, 2004].

2.4. ВЕНД-КЕМБРИЙСКИЕ КАРБОНАТНЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ ЧЕХЛА ТУВИНО-МОНГОЛЬСКОГО МИКРОКОНТИНЕНТА

В результате литолого-геохимических исследований венд-кембрийских карбонатных отложений чехла Тувино-Монгольского микроконтинента установлено, что боксонская серия (Окинская структурно-формационная зона), горлыкская и араошейская свиты (Ильчирская структурно-формационная зона) представляют собой единую карбонатную платформу [Летникова, 1998; Летникова, Гелетий, 2005]. Совместно разрезы горлыкской и араошейской свит сопоставимы с полным разрезом боксонской серии и все вместе представляют единый венд-кембрийский шельфовый чехол Тувино-Монгольского микроконтинента. Накопление изученных отложений происходило в мелководном нормальносоленом бассейне с расчлененным рельефом дна бассейна, при пассивном тектоническом режиме и отсутствии поствулканической и гидротермальной деятельности. Характерной особенностью отложений венд-кембрийского чехла является выдержанный геохимический состав и постоянство питающих провинций, представленных породами основного и, в меньшей мере, ультраосновного состава [Беличенко, Летникова и др., 1999]. На основе литологических и геохимических особенностей прослеживается тенденция кутублению дна бассейна седиментации в процессе накопления отложений чехла.

2.4.1. Геологические особенности строения Тувино-Монгольского микроконтинента

Тувино-Монгольский микроконтинент имеет достаточно четкие пространственные и временные границы. Главной особенностью Тувино-Монгольского (Боксон-Хубсугул-Дзабханского) микроконтинента является двухъярусное строение: фундамент и осадочный чехол [Беличенко и др., 1999]. Наиболее полно представлен венд-кембрийский чехол, слагающий обширные площади в юго-восточной части Восточного Саяна и Западном Прихубсугулье (рис.2.4.1.). Отложения этого чехла со стратиграфическим несогласием перекрывают сложнопостроенный фундамент, включающий как древние архей-раннепротерозойские кристаллические образования, так и породы офиолитовой ассоциации и карбонатные и терригенно-карбонатные отложения рифея.

Древний раннедокембрийский комплекс соответствует породам Гарганской глыбы, которые представлены гранатовыми, биотитовыми, клинопироксеновыми кристаллическими сланцами, амфиболитами и плагиогнейсами. Ассоциация клинопироксена с альмандин-пироповым гранатом указывает на принадлежность пород к гранулитам [Кузьмичев, 2004]. Возраст пород фундамента Гарганской глыбы

Ш 1 Э2 В 3 Ш4 И 5 Ы6 П7 он8 ЕЗ э каю сип [Г312 И1з им

Рис. 2.4.1. Схема распространения карбонатных отложений Тувино-Монгольского микроконтинента.

1 - фундамент и чехол Сибирской платформы; 2 - позднеархейские кристаллические породы фундамента Гарганской глыбы; 3 - рифейские карбонатные отложения чехла Гарганской глыбы (иркутная свита) ; 4 - рифейские офиолиты; 5 - позднерифейские терригенные отложения окинской серии; 6 - венд-кембрийские карбонатные отложения чехла Тувино-Монгольского микроконтинента; 7 - кембрийские карбонатные отложения Хайт-Тиссинского междуречья; 8 - ордовик-силурийские осадочно-вулканогенные отложения Ильчирской структурно-формационной зоны; 9 - олистостромовый комплекс; 10 - высокометаморфизованные породы зоны сочленения Сибирской платформы и Центрально-Азиатского складчатого пояса; 11 - палеозойские граниты (?); 12 - гранитоиды Тануольского комплекса; 13 - надвиги. Буквенные обозначения: Б - боксонская серия, Г -горлыкская свита, А - араошейская свита, Х-Т - карбонатные отложения Хайт-Тиссинского междуречья. определен КЬ-вг методом по валовой изохроне и составляет 3240±57 млн. лет. [Актанов и др., 1991 ], а слагающие его плагиогнейсы испытали высокоградный метаморфизм на рубеже -2,66 млрд. лет (Ц-РЬ метод по циркону) [КоуасЬ е1.а1., 2003].

Породы офиолитовой ассоциации, как упоминалось выше, включены в строение фундамента Тувино-Монгольского микроконтинента. На сегодняшний день они структурно представлены в виде фрагментов единого деформированного и эродированного тектонического покрова на Гарганском субтеррейне. В пределах последнего офиолитовый аллохтон залегает как на кристаллическом фундаменте, так и на различных горизонтах рифейского чехла. Формирование чехла Гарганской глыбы и обдукция на нее офиолитового аллохтона осуществились до 790 млн. лет. На это указывает возраст тоналитов Сумсунурского комплекса, которые прорывают данные офиолиты, определенный ЯЬ-8г методом - 812± 18 млн. лет, и~РЬ по циркону - 785± 11 млн. лет [Кузьмичев и др., 2000]. Возраст офиолитовых плагиогранитов, образующих линзовидные жилы в габбровом и полосчатом комплексах (Дунжугур), определенный и-РЬ и РЬ-РЬ методами по циркону, составляет 1010-1020 млн. лет [Хаин и др., 1999]. Позднее тоналитовый магматизм сменился известково-щелочным, который проявился в условиях активной окраины Гарганского микроконтинента. В результате этого был сформирован надсубдукционный магматический комплекс, представленный вулканитами сархойской и дархатской серии [Беличенко и др., 2003]. Возраст сархойской серии, определенный по Шэ-8г валовой изохроне, - 718±30 млн. лет [Буякайте и др., 1989]. В начале венда к Гарганскому микроконтиненту была причлененаШишхидская островная дуга [Кузьмичев и др., 1994].

Карбонатные отложения рифея слагают первый чехол микроконтинента. Эти отложения сохранились в обрамлении Гарганской глыбы и в ее пределах (рис.2.4.1), где они со стратиграфическим несогласием залегают на кристаллических породах фундамента Гарганской глыбы и перекрываются пластинами надвинутых офиолитов. Тоналиты Сумсунурского комплекса прорывают и карбонатные отложения иркутной свиты и перекрывающие офиолиты и имеют возраст 790 млн.лет [Кузьмичев, 2004]. Карбонатонакопление в рифее происходило в пределах шельфа мелких блоков, возникших сразу же после деструкции раннедокембрийского суперконтинента [Летникова, Гелетий, 1997].

Ранее нами при геохимических исследованиях осадочных отложений с привлечением геологических, литологических и геохронологических данных были восстановлены этапы становления Тувино-Монгольского микроконтинента (ТММ) и реконструированы петрогенетическиетипы пород фундамента [Беличенко и др., 1999]. Формирование композиционного фундамента микроконтинента завершилось к концу рифея, путем амальгамации террейнов континентального, океанического и островодужного типов. Это событие сопровождалось формированием офиолитовых покровов [Кузьмичев, 1996], которые были надвинуты как на породы аккреционного фундамента, так и на рифейские осадочные отложения чехла отдельных террейнов, перекрыв значительную часть его поверхности. В позднем венде Тувино-Моншльский микроконтинент становится ареной накопления карбонатных отложений, где в субплатформенных условиях при спокойном тектоническом режиме на существенно офиолитовом субстрате дна бассейна седиментации формируется его венд-кембрийский чехол [Летникова, Гелетий, 2005].

Эти отложения закартированы на больших площадях в пределах Тувино-Монгольского микроконтинента и представлены боксонской и хубсугульской сериями (Окинская СФЗ) и горлыкской и араошейской свитами (Ильчирская СФЗ). Относимые ранее к венд-кембрийскому чехлу карбонатные отложения Хайт-Тиссинского междуречья и прорывающие их гранитоиды Тануольского комплекса не являются составной частью венд-кембрийского чехла Тувино-Монгольского микроконтинента

95

Рис.2.4.1.). По своим геохимическим характеристикам изученные отложения соответствуют обстановкам задуговых бассейнов [Летникова и др., 2002]. Гранитоиды Тануольского комплекса на изученной территории имеют возраст 449.6±3.2 млн. лет и относятся к постколлизионным образованиям, сформировавшимся в пределах островодужного Хамсаринского террейна и трассируют зону его сочленения с Тувино-Монгольским микроконтинентом. Соответственно, и вмещающие их карбонатные отложения также относятся к этому островодужному террейну [Летникова и др., 2002]. Более подробно карбонатные отложения Хайт-Тиссинского междуречья рассмотрены в главе 4.

2.4.2. Окинская струюурно-формационная зона. Боксонская серия (геологическое строение и литологические особенности)

Наиболее хорошо изученным и эталонным объектом в составе венд-кембрийского шельфового чехла ТММ является боксонская серия, состоящая из пяти свит (снизу вверх): забитской, табинзуртинской, хужиртайской, нюргатинской и хютенской. Первые две свиты сложены, преимущественно, доломитами, остальные-известняками (рис.2.4.2.). Характер нижней границы серии до настоящего времени остается дискуссионным. В стратотипической местности (бассейны p.p. Хойто- и Урдо-Боксон) граница серии проводится по кровле пестроцветной пачки алевролитов хушитайской свиты, контакт с которой рассматривается либо как согласный [Кузьмичев, 1990; Покровский и др., 1999], либо как тектонический [Хаин, Федотова, 1995]. Отложения серии согласно перекрываются терригенными породами мангатгольской свиты (верхний кембрий - нижний ордовик).

Забитская свата (до 1000 м) отличается фациальной изменчивостью и варьирующими мощностями. Верхняя граница свиты четко фиксируется только в бассейне р. Боксон, где в ее кровле выделен бокситоносный горизонт, свидетельствующий о перерыве в осадконакоплении. В стратотипической местности разрез свиты представлен снизу вверх: строматолитовыми и микрофитолитовыми доломитами с кварц-карбонатными инкрустациями, доломитовыми конглобрекчиями (300-800 м); переслаиванием фосфатсодержащих доломитов с зернистыми фосфоритами (50-100 м); слоистыми окремненными доломитами с редкими прослоями известняков (80-120 м). В бассейне р. Сархой [Хераскова и др., 1992] породы свиты отличаются слабой фосфатоносностью. В составе свиты, наряду с преобладающими доломитами, выделяется пачка углеродистых известняков, калькаренитов и черных кремней, отделенная от доломитов горизонтом микститов. Породы свиты насыщены микрофитолитами Vesicularites, Glebosites, Nubecularites, Radiosus. На основании находок трубчатых зоопроблематик Cloudina [Хераскова и др., 1992], отпечатков система | отдел | над ярус ярус свита 0 1 £ « 18 О см о; га ^ о ленский тойонский нюргатинская о о СО

О. ю 5 0) нижний атдабанский худжир-тайская о о ю алданский томмотский табинзуртинская 1300

Вендская забитская о о о ЕЕ и

Ггт1

I II I ш н я> а А

Не

I 9

Е Ш и г. ч

1Н11КЛ пи Н1Е2

1СШ слит 11В11Ш ■ИШ

• п 1 т1 •©

Ж V Иг vv

М в''

II ш

Г,

1 *

4|И |1/ • у & у в УЛД д т г »/Зи?

А •

1' I1

I1

Зфц » Г » п

Э 1

ЕЯ 2 га з га 4 ГгУУ. I с

Щ 6

ВЕЗ 7 га в

1^1 9

Г*110

ГТ] ц р~7] 12 13

15

I- -I 16

Н» пЗа?! 20

Рис. 2.4.2. Схема корреляции карбонатных отложений чехла Тувино-Монгольского микроконтинента.

1 - известняк; 2 - доломит; 3 - известковый доломит; 4 - брекчиевидные карбонаты, брекчии; 5а- песчанистые; 56 - прослои кварцевых песчаников; 6 - окремненные; 7а

- бокситы; 76 - фосфатоносные отложения; 8 - трилобиты, брахиоподы; 9 — строматолиты; 10-микрофитолиты; 11 - ходы илоедов; 12- трещины усыхания; 13

- инкрустации; слоистость: 14 - мелкая волнистая; 15 - пологоволнистая; 16 -прерывистая; 17 - горизонтальная; 18 - контурная; 19 - косая однонаправленная; 20

- оползневая.

Местонахождение разрезов: 1 - р-н оз. Ильчир; 2 - склон г. Боян-Ула; 3 - верховья р. Саган-Сайр; 4 - среднее течение р. Шумак; 5 - бассейн р. Ара-Ошей; 6 - бассейн р. Хойто-Боксон. эдиакарской фауны [Геология и метаморфизм., 1988; Терлеев и др., 1995] и К-Аг геохронологических датировок бокситов в интервале 540-600 млн. лет [Семихатов и др., 1967; Додин и др., 1968] отложения забитской свиты датируются верхним вендом.

Табинзуртинская свита (до 1300 м) литологически имеет много общего с забитской свитой и представлена, в основном, микрофитолитовыми (Osagia, Уо1уа1е11а, Уезюи1агке8, МиЬеси1агйе8, ОкЬоБкез) и строматолитовыми (1лпе11а, 81гаНГега) доломитами разной степени окремнения с подчиненным количеством прослоев кварцевых песчаников. В породах верхней части свиты обнаружены водоросли Яепа1с1з и окремненные археоциаты кембрийского возраста [Геол. и метам., 1988]. Свита не имеет четкой границы с вышележащей хужиртайской свитой, так как по следняя нередко тоже сложена доломитами, и только при преобладании известняков в разрезе возможно их разделение.

Первичный состав и текстурные особенности карбонатных пород нижней части разреза боксонской серии (забитская, табинзуртинская свиты) указывают на принадлежность их к мелководно-морским ассоциациям со следующим набором фаций: 1) фация водорослевых куполов-отмелей - микрофитолитовые, строматолитовые, массивные доломиты; 2) фация диастем - доломиты с инкрустациями, фосфатизированные доломиты, маломощные пласты фосфоритов, брекчиевидные доломиты, карбонатные брекчии, конглобрекчии, кластогенные кварцевые песчаники; 3) фация депрессионных впадин мелководного шельфа - чередование углеродистых известняков с прослоями обломочных карбонатов и линзами, прослоями кремней. Закарстованные доломиты и бокситы фиксируют длительный перерыв в осадконакоплении. Наблюдаемые в породах реликты стратификационных текстур ограничиваются пологоволнистой слоистостью, реже - горизонтальной, поверхностные текстуры включают знаки ряби, трещины усыхания, ходы илоедов. О наличии наклонных поверхностей рельефа дна свидетельствуют многочисленные текстуры оползания и оплывания в основании забитской свиты в бассейне р. Боксон, а также подводно-оползневые брекчии и комковатые конгломераты в бассейне р. Сархой. Такое фациальное разнообразие осадков мелководно-морского генезиса обусловлено контрастностью рельефа дна палеобассейна, где во впадинах формировались относительно глубоководные отложения, а в пределах поднятий - мелководные с небольшими водорослевыми постройками. Малое количество и состав нерастворимого остатка отложений свидетельствует о преобладании аутигенного материала и минимальной доле терригенного. Благоприятные условия для накопления фитогенных и обломочных мелководных карбонатов сохранялись до начала атдабанского времени нижнего кембрия.

Хужиртайская свита (до 500 м) сложена массивными известняками с редкими прослоями и линзами карбонатных брекчий и доломитов в нижней части. По простиранию наблюдаются взаимопереходы известняковых и доломитовых разрезов, отражающие фациальную изменчивость отложений свиты. Известняки слагают археоциато-водорослевые биогермы [Хераскова и др., 1992], разделенные горизонтами доломитов, карбонатных брекчий и известняков с остатками трилобитов и брахиопод. Комплекс археоциат в них соответствует алданскому и, возможно, низам ленского надъярусов нижнего кембрия.

Нюргатинская свита (до 800 м), в отличие от описанных выше свит, практически полностью сложена известняками. Преобладающими разностями пород

98 являются слоистые, глинистые и массивные известняки. На отдельных участках ее распространения в средней части свиты встречаются пакеты и пачки брекчиевидных известняков с редкими линзами красноцветных глинисто-карбонатных брекчий и трещинами, выполненными бурым тинисто-алевритистым материалом, а также пласты известняков с многочисленными ходами червей. (Геология и метаморфизм.1988). До обнаружения в отложениях этой свиты трилобитов ленского надъяруса нижнего кембрия она рассматривалась как аналог хужиртайской свиты [Бутов, 1996].

Хютенская свита (до 210 м) завершает разрез боксонской серии и является самым выдержанным ее компонентом. Стратотипический разрез свиты представлен слоистыми, глинистыми, углеродистыми известняками с остатками трилобитов и брахиопод. Нижний контакт свиты точно не установлен и согласные взаимоотношения между ней и подстилающей толщей рассматриваются как предполагаемые (Теология и метаморфизм., 1988]. Верхний контакт свиты с мангатгольской терригенной толщей согласный. По палеонтологическим остаткам возраст свиты соответствует амгинскому ярусу среднего кембрия. Следует заметить, что комплекс трилобитов свиты своеобразен и не полностью тождественен по составу аналогичному комплексу Алтае-Саянской области [Бутов, 1996].

Конец нижнего кембрия характеризуется, судя по литологической характеристике отложений, широким развитием трансгрессии и увеличением глубины бассейна осадконакопления. Рельеф дна палеобассейна при формировании отложений хужиртайской и, возможно, нюргатинской свит был еще не сглажен и включал отдельные унаследованные поднятия, на которых формировались редкие археоциатово-водорослевые биогермы. Они "часто бывают прорезаны приливными каналами и разбиты трещинами в результате оползания, которые заполняются обломками трилобитов, брахиопод" [Уилсон, 1980], что, собственно, и наблюдается на некоторых участках распространения известняков хужиртайской свиты за пределами стратотипической местности [Геология и метаморфизм., 1988]. Максимуму обширной трансгрессии соответствовал период формирования отложений нюргатинской и, в основном, хютенской свит. Следует заметить, что на большей части площади распространения боксонской серии указанные выше свиты не разделены. Эти монотонные темно-серые до черных слоистые глинистые углеродистые известняки с остатками трилобитов и брахиопод среднего кембрия представляют собой наиболее глубоководные отложения шельфа.

2.4.3. Возраст карбонатных отложений боксонской серии на основе изотопной стратиграфии

Время накопления карбонатных отложений боксонской серии, на основе биостратиграфических данных и редких радиологических датировок (на настоящий момент не являющимися кондиционными), соотносится с интервалом между поздним рифеем и серединой среднего кембрия [Семихатов, Серебряков, 1967; Хераскова, Самыгин, 1992; Бутов, 1996]. Находки трубчатой проблематики [Хераскова, Самыгин, 1992] и мелкораковинной фауны, радиолярий и известковых водорослей [Терлеев и др., 1995] в димиктитах и вышележащих отложениях забитской свиты свидетельствуют о накоплении этих осадков в верхнем венде. Наиболее достоверными биостратиграфическими данными являются находки археоциат в известняках хужиртайской свиты, в результате чего они отнесены к алданскому надъярусу нижнего кембрия (Бутов, Долматов, 1977]. На основании изучения микрофитолитов, единичных находок медузоидов и археоциат ряд исследователей проводят нижнюю' границу томмотского яруса в 400 м выше основания табинзуртинской свиты [Жабин, Степанова, 1974; Бутов и др., 1979; Геология и метаморфизм, 1988]. Для получения изотопных характеристик углерода, кислорода и стронция в карбонатных отложениях боксонской серии были проведены совместные исследования с Б.Г Покровским [Покровский, Летникова и др., 1999] и А.Б. Кузнецовым [Кузнецов, Летникова и др., 2006].

По изотопному составу углерода в разрезе боксонской серии выделяются три толщи: 1. базальные (поддиамикговые) слои, характеризующиеся аномально высокими значениями 513С=4.4.-5.5%о (табл.2.4.1); 2. забитская и нижние 60-70 мтабинзуртинской свиты, со средними значениями 813С=0.1.±1.5 и максимальными 813С=2.2 %о; 3. вышележащая, табинзуртинская, хужиртайская и нюргатинская со средними величинами 813С =-1.5 ±1.5. и максимальными 813С =0.7%о [Покровский, Летникова и др., 1999]. Эти толщи разделены слоями карбонатных пород, в которых происходит резкое уменьшение величины 813С - в основании забитской свиты на 5-6 96о, и в нижней части табинзуртинской свиты - на 6.7%о; вверх от этих выпадов наблюдается закономерный рост 813С (рис.2.4.3).

На изотопно-кислородной кривой отчетливо проявляется лишь один экскурс— резкое падение величины 8180 в нижней части табинзуртинской свиты (рис.2.4.3). Следует отметить, что максимальные значения 8180 в забитской свите превышают 3196о и являются крайне редкими не только в докембрии, но и в палеозое.

Наряду с опорным разрезом (слияние рек Хойто- и Урдо-Боксон) были опробованы фрагменты других разрезов боксонской серии. В районе нежилого поселка «Рудничный» и верховьях р. Хохюр-Жалги опробована верхняя часть забитской и

Номер обр. м* Кальцит Доломит Номер м* Кальцит Доломит

513С 81вО 813С 8180 обр. 813С 8180 813С 81вО

Забитская свита Базальная (поддиамиктитовая) пачка 31/95 806 1.2 26.6 Не опр.

2/95 -25 4.4 27.9 5.5 28.9 к5/188 815 0.0 27.2 -0.3 29.2 к.5/163 -23 4.7 27.9 5.5 29.2 33/95 830 1.5 28 Не опр. к5/164 - 15 4.9 27.8 4.9 28.3 к5/189 850 -0.3 28.1 0.1 26.5 к5/1бб -4 4.6 29.8 5.5 32.2 к5/191 870 -0.8 24.7 0.7 25.4

Наддиамиктитовая толща 37/95 880 -5.7 18.1 Не опр.

5/95 14 -0.4 25.8 -0.4 26.8 к5/192 900 -2.8 8.6 -2.5 13.0 к5/167 15 -0.6 25.4 -0.3 26.9 'к5/193 920 -3.0 13.5 -3.4 18.4 к5/168 30 -0.1 26.3 0.5 27.4 к5/194 1000 -3.5 21.0 -3.1 25.1 к5/169 60 -2.1 25.0 -2.1 25.1 к5/195 1010 -1.7 25.2 -1.4 25.3 к5/170 90 -2.0 24.7 -2.1 24.4 44/95 1020 -3.0 24.1 Не опр. к5/171 120 -2.1 26.2 -1.9 25.6 к5/196 1025 -4.0 25.5 -3.5 25.8 к5/172 170 0.2 28.4 1.1 29.0 к5/197 1100 -2.0 26.0 Не опр. к5/173 200 -0.7 27.4 -0.6 26.1 к5/198 1150 - 1.6 25.8 Не опр. к5/174 230 0.3 30.1 1 30.0 к5/199 1200 -1.4 26.1 -1.5 24.9 к5/175 270 -4.0 23.9 -2.9 24.8 к5/201 1300 -2.8 25.7 -2.7 26.0 к5/17б 300 -2.0 25.5 0.6 28.0 к5/202 1350 -1.9 26.3 Не опр.

16/95 340 -0.5 25.9 Не опр. 55/95 1400 -2.6 25.3 Не опр. к5/177 350 0.7 28.1 1.5 28.0 Хужиртайская свита к5/178 390 -0.5 26.7 Не опр. 56/95 1450 - 1.8 25.4 -1.6 25.0 к5/179 430 -2.9 22.4 -2.2 24.6 57/95 1455 -0.5 28.0 -1.1 25.4 к5/180 470 1.6 30.9 2.1 30.9 58/95 1500 -0.5 26.3 Не опр. к5/181 510 -0.3 28.8 -0.1 28.8 59/95 1525 0.2 26.7 0.0 24.8

75/95светл. 550 Не опр. 0.4 31.1 60/95 1550 -0.6 25.0 -0.4 25.2

75/95темн. 550 0.4 27.5 0.7 27.7 61/95 1600 -1.1 14.0 Не опр.

77/95светл. 600 0.9 29.7 1.6 28.5 62/95 1660 -0.6 23.1 Не опр.

77/95темн. 600 0.8 29.0 0.9 27.0 63/95 1675 -0.5 24.3 0.0 24.1

21/95 650 0.4 26.8 Не опр. 64/95 1680 -2.0 25.3 Не опр.

79/95 656 0.5 28.8 Не опр. 65/95 1750 0.3 25.8 Не опр.

80/95 665 1.0 30.1 Не опр. 66/95 1800 -0.7 21.2 Не опр.

81/95 670 1.7 28.0 1.8 27.1 67/95 1850 0.1 24.5 Не опр.

82/95 690 1.0 27.6 1.9 28.2 68/95 1900 0.1 . 25.2 Не опр.

25/95 730 1.8 29.2 2.2 29.5 69/95 1950 -0.7 23.5 Не опр. к5/182 780 0.2 28.7 1.5 28.4 70/95 2000 -2.1 21.7 Не опр. к5/183 к5/184 795 799 0.3 0.1 28.3 27.1 0.6 1.0 28.2 27.1 Нюргатинская свата

29/95** 800 -0.8 25.4 Не опр. 71/95 2040 -2.1 24.1 Не опр. к5/186** 801 -0.4 26.1 0.1 26.3 72/95 2070 -1.0 24.5 -1.8 27.0

Табинзур тин екая свита 73/95 2100 -0.4 22.5 Не опр. к5/187 805 0.2 26.6 0.4 25.7 74/95 2150 0.7 22.6 Не опр. Расстояние по мощности от подошвы диамиктитов. ** Маркирующий пласт строматолитов в кровле забитской свиты.