Геологические формации и формационные ряды палеозоя Юго-Западного Забайкалья: Условия формирования и геодинамическая интерпретация тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.01, кандидат геолого-минералогических наук Филимонов, Андрей Викторович

• Филимонов, Андрей Викторович
• кандидат геолого-минералогических наук
• 2003

Оглавление диссертации кандидат геолого-минералогических наук Филимонов, Андрей Викторович

Список принятых сокращений.

ВВЕДЕНИЕ.

Глава 1. КАЛЕДОНИДЫ ЮГО-ЗАПАДНОГО ЗАБАЙКАЛЬЯ: СТРАТИГРАФИЯ, МЕТАМОРФИЗМ, ФОРМАЦИИ И ИХ ВОЗРАСТ

1.1. Основные проблемы стратиграфии и тектонического районирования.

1.1.1. Джидинская структурно-формационная зона (ДСФЗ).

1.1.2. Хамар-Дабанская структурно-формационная зона (ХДСФЗ)

1.2. Геологические типы метаморфизма.

1.2.1. Метаморфизм сдвиговых зон (зон смятия).

1.2.2. Регионально проявленный контактовый метаморфизм.

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Геологические формации и формационные ряды палеозоя Юго-Западного Забайкалья: Условия формирования и геодинамическая интерпретация»

Актуальность работы. В последние годы активно продолжается процесс синтеза данных по геологии Центрально-Азиатского складчатого пояса. В серии публикаций рассматриваются его геодинамика, имеющая прямое отношение к глобальной геодинамике в целом (Моссаковский и др., 1993; Диденко и др., 1994; Шенгёр и др., 1994; Руженцев, Моссаковский, 1995; Федоровский и др., 1995; Коваленко и др., 1999; Кузьмин, Гордиенко, 1999; Gordienko, 2001 и др.). Наряду с очевидными достигнутыми успехами в понимании процессов и истории формирования пояса сохраняется ряд нерешенных проблем. Они касаются как выделения структурно-вещественных комплексов (СВК), связанных с определенными геодинамическими обстановками, так и периодизации, последовательности и времени проявления тектонических режимов. Эти проблемы сохраняются и в многочисленных, часто противоречивых геодинамических реконструкциях последних лет по восточному сегменту Центрально-Азиатского пояса - Саяно-Байкальской складчатой области (СБГО) (Беличенко и др., 1994; Кузьмин и др., 1995; Ярмолюк и др., 1997, Гусев, Хаин, 1995 и др.). Неоднозначность геологических интерпретаций определенно свидетельствует о недостаточной обоснованности геодинамической и генетической типизации СВК, этапов и последовательности тектонической эволюции СБГО в палеозое. В основе гео динамического синтеза обычно лежит новейший фактический материал по магматической и метаморфической петрологии и геохимии, абсолютной геохронологии и палеомагнетизму. В то же время в использовании литолого-стратиграфических критериев имеет место известное отставание. Между тем, они являются важнейшими индикаторами тектонического режима (флиш, мо-ласса, олистостром и т.п.), а усовершенствование стратиграфических схем представляется необходимым условием для выяснения последовательности и корреляции стадий и этапов тектонической эволюции.

Юго-Западное Забайкалье занимает центральную часть СБГО. Район наших исследований на традиционных схемах географического районирования приурочен к Джидинской горной стране (Салоп, 1964) или Джидинскому району (Геология СССР, 1964) Юго-Западного (Западного) Забайкалья (рис.1), охватывает бассейны двух крупных притоков р. Селенги - Джиды и Темника и включает в себя горные сооружения и отроги хребтов Хамар-Дабан, Малый Хамар-Дабан, Хангарульский, Ключевский и Джидинский. Здесь до настоящего времени дискуссионными остаются вопросы происхождения геологических структур, возраст и геодинамическая природа метаморфических толщ Хамар-Дабана. Остаются нерешенными проблемы времени существования Джидинской островной дуги, выделения преддуговых аккреционных, коллизионных и постколлизионных комплексов. Неясными остаются геодинамические обстановки в позднем палеозое (Беличенко и др., 1994; Берзин и др. , 1994; Симонов и др., 1994; Кузьмин и др., 1995; Федоровский и др., 1995; Альмухамедов и др., 1996; Бутов, 1996 и др.). Все это связано в первую очередь с несовершенством стратиграфической основы и отсутствием данных по формационному анализу древних толщ. Базой для гео динамического анализа СВК рассматриваемого региона в основном служат материалы крупных сводок, обобщающих результаты геологических исследований на начало 1970-х годов (Беличенко, 1969; Налетов, 1961; Шафеев, 1970). В публикациях последних лет авторы в основном оперируют тем же материалом, переинтерпретируя его под новым углом зрения (Беличенко, 1977, 1983; Добрецов, 1986, 1990; Беличенко, Боос, 1988; Беличенко, Добрецов, 1988; Гордиенко, 1987; Зоненшайн и др., 1990 и многие другие.). Появившиеся принципиально новые данные по вещественному составу вулканитов и офиолитов, палеомагнетизму касаются только Джидинской зоны каледонид (Гордиенко, 1987; Беличенко, Боос, 1988; Альмухамедов и др., 1996; Кузьмин и др., 1995; Гордиенко, Михальцов, 2001).

Специализированные литолого-формационные исследования древних стратифицированных образований здесь, по сути, не проводились с 60-х годов. Новые материалы по стратиграфии и формациям складчатых образований региона, полученные в ходе геологических съемок и специализированных тематических работ производственных организаций Бурятгеолкома 80-х - 90-х годов - не опубликованы и остаются неизвестными геологической общественности. Этот пробел отчасти восполняется исследованиями венд-раннепалеозойских формаций монгольской части Джидинской зоны каледонид (Хераскова и др., 1987) и метаморфитов Западного Хамар-Дабана, Прихубсугулья и Ильчирской зоны Восточного Саяна (Беличенко, Боос, 1988; Боос, 1991; Васильев и др., 1999). Следует отметить также ряд публикаций (Альмухамедов и др., 1996; Кузьмин и др., 1995; Гордиенко, Кузьмин, 1999; Булгатов, Климук, 1997), в ко

Рис. 1. Юго-Западное Забайкалье: район исследований торых с учетом новых данных предприняты попытки расчленения и типизации раннепалеозойских формаций. Но ввиду их небольшого объема, естественно, их нельзя считать исчерпывающими. Учитывая вышесказанное, формационный анализ и разработка стратиграфии древних толщ региона представляются весьма актуальными.

Цели и задачи исследований. Целью работы является генетическая и геодинамическая типизация формаций и слагаемых ими структурно-вещественных комплексов. Достижение поставленной цели определяется решением двух групп задач - стратиграфических и литолого-формационных, включающих:

1) Расчленение стратифицированных образований на ряд подразделений разного ранга с набором четких критериев расчленения, позволяющих однозначно отделять их друг от друга.

2) Определение вертикальной (временной) последовательности или относительного положения выделенных подразделений.

3). Оценка возраста подразделений как прямыми (палеонтологическими) так и косвенными (геологическими) методами.

4) Всестороннее изучение литологических и фациальных характеристик отдельных пород, групп пород и их парагенетических ассоциаций.

5) Анализ характера, природы и закономерностей сочетаний пород внутри парагенетических ассоциаций и самих ассоциаций в составе формаций, разделение первичных сингенетических соотношений и вторичных постседимен-тационных.

6) Генетическая и геодинамическая типизация стратифицированных образований, включающая:

- группирование конкретных единичных объектов (пород в определенных парагенезисах, парагенезисов внутри толщ) по комплексу взаимосвязанных признаков с целью выработки представления об их общем типичном виде с целью реконструкции объекта с наиболее полным набором типовых и четко выраженных характеристик (Фролов, 1984);

- сопоставление выделенного типа по комплексу характеристик с различными типами современных или ископаемых генетических типов осадочных, тектоногенных, метаморфогенных или магматогенных образований.

Научная новизна. В ходе работы над диссертацией разработан каркас новой стратиграфической схемы палеозоя Юго-Западного Забайкалья. Метамор-фиты Хамар-Дабана типизированы в качестве батиального СВК раннепалеозой-ской пассивной континентальной окраины Сибирского кратона. Впервые в регионе установлены морские отложения позднего девона. Реконструированы обстановки осадконакопления девонского палеобассейна. Выделены формацион-ный ряд Джидинской энсиматической развитой островной дуги раннего палеозоя, отвечающий последовательным стадиям развития и/или разным частям островодужной системы. Обоснован формационного ряд палеозойского Джи-динского гайота, сопоставленный с рядом этапов его формирования. Обосновано отсутствие регионального зонального метаморфизма в Джидинской зоне ка-ледонид.

Основные защищаемые положения

1. В структуре Юго-Западного Забайкалья Хамар-Дабанский и Джи-динский литосферные мегаблоки представляют собой структурно-формационные зоны палеозоид, близкие по возрасту слагающих их формаций (венд? - ранний палеозой), но отличающиеся палеогеодинамическими обстановками их формирования и последующей тектонической эволюцией.

2. Метаморфиты юго-восточной части Хамар-Дабанской структур-но-формационной зоны расчленяются на две контрастные толщи - хамар-дабанскую флишоидную и удунгинскую микститовую. Первая формировалась в обстановке крупной каньонно-веерной системы подножья континентального склона пассивной окраины атлантического типа. Вторая представлена гетерогенным и гетерохронным комплексом осадков шельфов и континентальных склонов раннепалеозойской пассивной окраины и па-леобассейнов позднего палеозоя.

3. Во франском и фаменском веках позднего девона в пределах Хамар-Дабанской структурно-формационной зоны осадконакопление осуществлялось в палеобассейнах минусинского типа в обстановках линейных морских побережий с терригенной седиментацией в условиях семиаридного климата на высоких широтах с поставкой обломочного материала с глубоко эродированной вулканической дуги.

4. Формирование Джидинской раннепалеозойской зрелой энсиматиче-ской островной дуги, начавшееся в венде? - раннем кембрии, сопровождалось закономерной эволюцией составов продуктов вулканизма от пород то-леитовой до вулканитов субщелочной серии при одновременном изменении обстановок седиментации и вулканизма от относительно глубоководных на ранних до субаэральных на завершающих стадиях развития дуги.

5. В формационном ряду Джидинского гайота фиксируется рост вулканической постройки и пространственная миграция магматического центра "горячей точки", выраженная в закономерной эволюции геодинамических обстановок от глубоководных условий палеоспрединговых зон с излияниями подушечных лав толеитов до завершающей (постэрозионной) стадии формирования гайота в условиях периодического осушения на кар-бонаной платформе и затухающего субщелочного вулканизма.

6. Джидинская флишоидная толща формировалась в глубоководном преддуговом палеобассейне, заполнявшимся продуктами денудации островной дуги и карбонатных островодужных шельфов.

Фактический материал и методы исследований. Работа по теме диссертации начата в Центральной геолого-поисковой экспедиции ПГО "Бурятгео-логия" и завершена в Геологическом институте СО РАН. В основе диссертации лежит фактический материал, полученный лично автором в период 1984-1993 гг. Кроме того, использованы данные коллег по тематическим исследованиям и первичные материалы (полевая документация, коллекции шлифов и образцов, результаты анализов) геологических партий Центральной геолого-геофизической экспедиции ПГО "Бурятгеология", проводивших исследования в Джидинском рудном районе в 1980-1992 гг. Автор принимал непосредственное участие в обработке их значительной части и в написании стратиграфических разделов в отчетах этих партий.

В ходе работы по теме диссертации лично автором просмотрены и описаны около 3000 петрографических шлифов. Для некоторых групп обломочных пород проведены количественные подсчеты минеральных компонентов и гранулометрический анализ в шлифах. Для отдельных типов осадочных и вулканогенных пород проведено специальное изучение вторичных изменений. В процессе исследований были обработаны и проинтерпретированы результаты почти 700 химических анализов, около 100 термовесовых, около 200 палинологических и других видов анализов.

Главным методом полевых исследований являлось детальное картирование с укрупнением масштаба в узловых участках. В качестве картируемых единиц использовались породные парагенезисы разного ранга с устойчивыми наборами признаков. Итогом явилось составление геологических схем масштаба 1:25 000 - 1:10 000 и сопровождающих их реконструкций разрезов около 30 детальных участков и 2 среднемасштабных обзорных структурно-формационных схем. Опробование, сопровождавшее полевые исследования имело целью обеспечить максимально точную диагностику пород и набрать представительные статистические выборки результатов различных анализов по каждой из породных ассоциаций и стратоподразделению в целом.

Практическое значение. Разработанная в ходе исследований схема стратиграфии палеозоя вошла с незначительными изменениями опорную легенду Геолкарты-50 и Госгеолкарты-200 Селенгинской серии листов Республики Бурятия. Один из вариантов схемы расчленения стратифицированных образований раннего палеозоя Джидинской зоны был использован в качестве стратиграфической основы при составлении обобщения по металлогении Джидинско-го рудного района в ПГО "Бурятгеология". Полученные новые данные позволяют внести существенные коррективы в палеогеодинамические построения для палеозоя региона. Они могут обеспечить более высокую степень достоверности и обоснованности геологических интерпретаций и, как следствие, метал-логенических построений для всего комплекса полезных ископаемых. Выяснение условий генезиса и последующих преобразований древних толщ значительно улучшит перспективы прогноза полезных ископаемых и в первую очередь осадочных.

Апробация результатов исследований. Основные положения диссертации неоднократно обсуждались на заседаниях Научно-технического совета ПГО "Бурятгеология". Отдельные ее положения докладывались на Ежегодных научных сессиях Геологического института СО РАН в 1988, 1994-2001 гг.; семинаре по литологическим методам изучения и корреляции разрезов (Красноярск, 1986), юбилейной конференции, посвященной столетию геологической службы Сибири (Иркутск, 1988); Всесоюзном совещании-школе по флишу (Звенигород, 1990), региональной конференции по развитию минерально-сырьевой базы Республики Бурятия (Улан-Удэ, 1999), I Всероссийском литоло-гическом совещании (Москва, 1999), Ученом совете Института геохимии СО РАН (Иркутск, 2001) По теме диссертации опубликовано 12 работ. Написаны

16 также 3 научно-производственных отчета.

Благодарности. В процессе работы над диссертацией автор пользовался советами и поддержкой научного руководителя члена корреспондента РАН

И.В. Гордиенко, а также д.г.-м.н. Ю.П. Бутова , который оказал большое влияние на начальных этапах работ по данной проблеме. Значительная часть фактического материала получена в тесном сотрудничестве с коллегами по совместным работам В.Д. Баяновым, С.М. Бусуек, Г.Г. Извековой, Ю.П. Катюхой, J1.H. Кузнецовой, В.П. Маняхиным, О.Р. Мининой, JI.H Неберекутиной, А.В. Патра-хиной, В.В. Хохловым, А.Г. Языковым. Большую помощь критическими замечаниями и обсуждением многих проблем оказали А.Н. Булгатов, В.Г. Гладков, В.И. Давыдов, Б.А. Далматов, А.К. Извеков, С.Н. Коваленко, А.А. Меляховец-кий, А.Д. Орсоев, Г.С. Рипп, Д.И. Царев. Работе над диссертацией весьма способствовало доброжелательное отношение и поддержка со стороны руководства и многих сотрудников Центральной геолого-поисковой экспедиции ПГО "Бурятгеология" и Геологического института СО РАН - Ю.П. Гусева, Е.Е. Зеленского, А.А. Карбаинова, И.Г. Кременецкого, А.Г. Миронова, Н.Г. Кармано-вой, П.Ю. Ходановича и др. Значительная помощь в обработке и оформлении материалов оказана Н.Д. Доржиевой, М.И. Егоровой С.П. Крахиной, А.А. Савченко, А.П. Чулковой. Всем вышеперечисленным дамам и господам автор приносит свою искреннюю признательность и благодарность.

Заключение диссертации по теме «Общая и региональная геология», Филимонов, Андрей Викторович

Основные выводы по рузультатам изучения кластики обломочных пород хурликской толщи:

1) Основным источником обломочного материала пород хурликской свиты, а также терригенных пород из галек псефитов являются образования островной дуги.

2) Существовал временной перерыв между временем накопления отложений свиты и ранними этапами формирования островной дуги, фиксирующимися развитием магматизма и вулканизма нормального ряда и карбонато-накоплением.

3) Накопление осадков толщи скорее всего было синхронным и пространственно ассоциировало с обстановками субщелочного вулканизма. Этот вывод подтверждается также фактом присутствия кислых вулканитов в разрезе красноцветной формации монгольской части Джидинской зоны каледонид.

4). Обломки кластических пород в составе псефитов хурликской свиты являются внутриформационными (интракластами). Вероятность присутствия среди них продуктов денудации флишоидной толщи очень низка. Такими продуктами могут являться только гальки кварцевых граувакк, которые предпочтительнее типизировать как интракласты пород претерпевших более высокую степень эпигенетического преобразования. Этот вывод хорошо согласуется с отсутствием среди псефитовых обломков целой серии пород широко распространенных в составе флишоидной толщи (калькарениты кальцилютиты, сили-циты, тонкослоистые алевропелиты и др.).

4.7.4. Обстановки седиментации

Общая континентальная аридная обстановка определяется достаточно определенно исходя из трех параматров:

- красноцветностъ очень часто, но не обязательно является продуктом субаэрального приповерхностного диагенеза в аридной обстановке (Анатольева, 1973; Лидер, 1986);

- кальцитовый поровый цемент с развитием структур раскалывания обломочных зерен, расщепления пластинок слюды, взвешивания зерен в участках цемента является одним из индикатором диагенетических преобразований в ва-дозной зоне (Braithwait, 1989);

- наличие горизонтов палеопочв (калькретов) в слоях тонкообломочных отложений в виде карбонатных стяжений и пропластков практически однозначно свидетельствует о субаэральной аридной обстановке седиментации (Goudie, 1973; Коллинсон, 1990).

Выбор конкретных возможных континентальных обстановок для толщи ограничивается фациальными комплексами аллювиальных конусов исходя из характерных признаков осадков:

- преобладание в разрезе псефитов;

- плохая сортировка и окатанность обломочного материала;

- местные источники сноса обломочного материала;

- присутствие горизонтов палеопочв.

При реконструкция конкретных фаций и типов конусов обычно используется целый ряд признаков таких как размеры и мофология геологических тел, первичные осадочные текстуры, палеотечения (Blatt et al., 1980; Selley, 1982). На нашем объекте все эти признаки практически недоступны для наблюдений в силу плохой обнаженности и интенсивных вторичных изменений. Поэтому приходится ограничиваться литологией (структуры, состав), дающей информацию только на уровне основных процессов.

В наиболее полном разрезе толщи можно выделить 4 группы литофаций (рис.4.28, А):

1). Конгломераты плотноупакованные (G1), образующие пачки до десятков метров мощности. Текстуры конгломератов неоднородные. Часто различаются полосы, обогащенные крупными гальками или даже валунами (рис.4.28, Б), а также отмечаются линзовидные (?) прослои от 20-30 см до 1-2 м мощности относительно хорошо сортированных гравелитов и песчаников. Эти признаки позволяют сопоставлять литофацию с группой стратифицированных конгломератов, которые обычно типизируются как отложения твердого донного стока на ровном дне с энергичной транспортировкой зерен потоками низкой вязкости (Коллинсон, 1990) в ходе миграции низкоамплитудных донных форм (Bridge, 1993) по поверхности продольных баров или дна русла (Коллинсон, 1990; Miall, 1992). Изменения структурных особенностей пород, по-видимому, связаны с

Рис. 4.29. Фации хурликской толщи: А колонка (рис.4.20) с вынесенными фациями (см. текст) и Б - зарисовки текстур плотноупакованных красноцветных конгломератов (фация G1). колебаниями уровня воды (мощности несущего потока) с отложением галечников и валунных галечников в периоды паводков и существенно гравийных покровов в межень (Stell, Thomson, 1983). Таким образом, рассматриваемую ли-тофацию можно интерпретировать, скорее всего, как русловые осадки.

2) Галечные гравелиты (G2) плотноупакованные с относительно хорошей сортировкой обломков, представленных однородной фракцией 3-15 мм. Гравелиты образуют слои мощностью от первых десятков см до 2-2.5 м, расслоенные пластами мощностью до 30-40 см песчано-глинистых алевролитов (литофация F1) или в виде исключения формируют единичные прослоя в псефитах литофации G1. Осадки литофации, вероятно, также являются отложениями твердого стока высокоэнергитически потоков низкой вязкости. Хорошая сортировка в принципе может указывать на более длительную транспортировку, либо на наличие перемывания более ранних плохо сортированных осадков. Литофация может типизироваться либо как русловые отложения баров (переслаивание с галечными песчаниками) и/или как осадки покровных наводнений (переслаивание с песчанистыми алевролитами) или как отложения "высокоплотносных ковров волочения" (Todd, 1993).

3) Галечные песчаники (S) (пуддинг-конгломераты, параконгломераты) обычно типизируют либо как русловые отложения (при наличии косолоистых текстур), либо как отложения обломочных потоков высокой вязкости (дебриз-ных, селевых) (Miall, 1992). Для хурликской свиты все же более вероятен первый вариант, так как отсутствует ряд признаков, характерных для дебризных потоков, таких как высокое содержание глинистой составляющей в матриксе, корреляция мощности и размеров галек и т.д.

4). Алевроаргиллиты с горизонтами калькретов (F2) типизируются с большой долей вероятности как покровные отложения и горизонты перерыва.

В классификациях современных фациальных обстановок аллювиальных конусов обычно выделяется два их типа - "сухие" конуса семиаридной и аридной зон в которых существенную роль в осадконакоплении играют гравитационные автокинетические потоки и плоскостные наводнения и "увлажненные" или "существенно речные" конуса с преобладанием отложений русловых потоков низкой вязкости (Blatt et al., 1980; Рейнек, Сингх, 1981). Последние считаются характерными для гумидных обстановок, хотя при недостаточном поступлении мелкозернистого материала из областей сноса они могут развиваться и в семиаридных обстановках. Присутствие отложений обломочных потоков служит главным критерием отличия семиаридных конусов от существенно речных. Комплекс литофаций хурликской толщи лучше всего соответствует моделям "существенно речных" конусов, так как отсутствуют отложения, которые достоверно можно было бы типизировать как осадки обломочных потоков, к которым обычно относят нестратифицированные и несортированные параконгло-мераты с большим объемом матрикса (Коллинсон, 1990). Среди отложений хурликской свиты к подобным образованиям можно отнести только галечные песчаники литофаций S1-S3. Но по ряду признаков (незначительная мощность тел, чередование в разрезе с галечными гравелитами и алевролитами, отсутствие корреляции между размерами обломков и мощностью слоев, низкое содержание глинистой составляющей и др.) сопоставление их с отложениями обломочных потоков вызывает сомнения. Все это касается и лиитофации G1. Тем не менее, полностью исключать вариант накопления отложений литофаций G1, S1-S3 или отдельных горизонтов их из высокоплотностных обломочных потоков - нельзя.

Таким образом, отложения хурликской толщи можно типизировать как накопления существенно речных аллювиальных конусов выноса аридных областей с недостаточным поступлением мелкозема из областей сноса. Возможен, но менее вероятен вариант типизации их как осадков "обычных" семиаридных или аридных конусов выноса с участием отложений обломочных потоков. В ископаемом состоянии аналоги подобных отложений известны, например, в Древнем Красном песчанике Ирландии (формация Трабег). Для снятия противоречия между отсутствием отложений обломочных потоков и признаками аридности (калькреты) вышеуказанной формации Тоддом (Todd, 1989) был даже предложены специальные механизмы транспортировки (высокоплотностные ковры волочения в основании потоков высокой вязкости) для плотноупа-кованных стратифицированных конгломератов. Правда, возможность существования подобных механизмов сейчас оспаривается (Bridge, 1993).

Основные элементы морфологии хурликского аллювиального конуса можно рассмотреть на примерах моделей некоторых "существенно речных конусов" аридных областей таких, например, как ископаемые докембрийские конуса песчаников Ван-Хорн Техаса (McGowen, Groat, 1971) или современных зандровых конусов Аляски (Boothroyd, 1972). В соответствии с этими моделями литофацию G1 конгломератов и валунных конгломератов можно рассматривать как фации верхнего конуса, накапливавшимися выше точки перегиба. Литофа-ции чередования галечных гравелитов, галечных песчаников и резко подчиненных конгломератов можно типизировать как отложения среднего конуса, представленные русловыми фациями, фациями покровных наводнений и, возможно, ситовыми отложениями (чередование гравелитов с алевролитами, галечные песчаники с глинистым цементом и многочисленными пропластками алевроар-гиллитов). Тонкозернистые фации можно интерпретировать как межрусловые покровные осадки среднего конуса.

Последний штрих, который необходимо добавить в модель хурликского конуса выноса - это устранить противоречие между наличием следов глубоких катагенетических преобразований песчаников из интракластов псефитов и низкой степенью эпигенетических преобразований в самих породах толщи. Присутствие подобных псаммитов в обломках можно объяснить с помощью модели эволюции системы субаэральных конусов, которая предполагает формирование ранних конусов, их отмирание, временной перерыв с преобразованием захороненных осадков и формирование вторичных конусов с эрозией осадков брошенных конусов. Альтернативный вариант - хурликский конус являлся суб-аэральной частью дельтовой системы. При регрессии или осушении водоема происходила проградация субаэрального конуса с эрозией захороненных отложений дельты (Huo, 1990).

4.7.5. Формационная типизация и возраст

Из приведенного выше материала вытекают следующие выводы

1. Хурликская толща не является индикатором син- или постколлизионной обстановки. Она доколлизионная и даже дораннеколлизионная (стадия столкновения и скучивания), так как образует пологие аллохтоны и дислоцирована сдвиговыми (собственно коллизионными) деформациями.

2. Хурликская толща не является верхней молассой, завершающей (запечатывающей) доколлизионную эволюцию каледонид Джидинской зоны. Главный аргумент в пользу этого - отсутствие обломков флишоидной толщи, составляющей основной объем складчатого ансамбля каледонид. Следствие из этого вывода - хурликсакая свита либо древнее, либо синхронна флишоидной толще.

3. Хурликская толща, скорее всего, должна включаться в комплекс ост-роводужных формаций, так как ее кластика представлена исключительно ост-роводужными образованиями и пространственно ее распространение ограничивается областью распространения островодужного структурно-вещественного комплекса.

Таким образом, отложения хурликской толщи накапливались, скорее всего, в субаэральных интра- или преддуговых депоцентрах накопления продуктов денудации дуги и перемещенных продуктов позднеостроводужного синхронного вулканизма. Время существования депоцентров синхронно времени существования глубоководного палеобассейна с накоплением тех же продуктов в виде толщи турбидитов (флишоидной). Возраст отложений в этом случае -ранний палеозой. Альтернативным вариантом интерпретации геодинамической обстановки могут быть бассейны в тылу активной окраины андийского (?) типа позднего палеозоя или внутриконтинентальных обстановок позднего палеозоя-мезозоя с очень локальными источниками сноса (образования островной дуги + синхронные вулканиты тыловодужного вулканизма). В этом варианте флишо-идная толща находится за пределами области денудации или эродируется только ее незначительные части. Недостаток этой модели - резко омолаживается возраст, по меньшей мере, складчатых сдвиговых дислокаций и очень возможно время покровообразования. По сути, время деформаций перемещается в верхи карбона-мезозой. Тогда формально "каледониды" превращаются в "герцини-ды" или даже мезозоиды, так как следов более ранних складчатых деформаций не устанавливается.

4.8. Модель строения и эволюции Джидинской островной дуги

1. Начальный этап развития Джидинской островной дуги фиксируется породными ассоциациями тел базитов-гипербазитов расслоенного кумулятивного комплекса (Бугуриктайский массив, Барун-Нарынская и Тарбагатайская группы тел) с толщей толеитовых базальтов (водоразделы Модонкуль-Ивановский, Джида-Цакирка), формирующих офиолитовый комплекс и, вероятно, представляющих собой фундамент энсиматической дуги. В верхней (?) части вулканической серии офиолитового комплекса присутствуют известково-щелочные базальты и породы марианит-бонинитовой серии, выявленные в монгольской части ДСФЗ. Обстановки формирования базальтовых толщ характеризовались относительной глубоководностью (низкая пористость пород, крайне ограниченные объемы вулканокластики).

2. Следующий этап развития дуги связан с появлением излияний лав кислого состава, формировавших морфологически выраженные вулканические постройки, что находит отражение в повсеместной и постоянной пространственной ассоциации вулканитов риолит-андезитовой с карбонатными отложениями (междуречье Джида - Цакирка - Шара-Азарта, водораздел Барун-Нарын - Зимка - Ивановский). Отдельные постройки на этом этапе, видимо, могли достигать уровня моря, что фиксируется присутствием карбонатных фаций зоны действия волн и/или приливных течений (ооспаррудиты, ооспариты) (верховья р. Шара-Азарга). Этот этап зафиксирован во времени (ранний кембрий), благодаря находкам фауны археоциат.

3. Переход островной дуги от юной стадии к развитой связывается с началом массовых излияний и эксплозий вулканитов среднего состава, сопровождавшихся внедрением комагматичных им интрузий диоритов-плагиогранитов джидинского комплекса, прорывающих все более ранние островодужные образования. В этот период в ходе вулканической деятельности сформировалась мощная толща преимущественно псаммитовых туфов и туффитов среднего состава (верховья pp. Хасуртый, Долон-Модон). Поставка больших объемов обломочного материала привела к подавлению карбонатной седиментации с сохранением мелких прослоев карбонатных пород только в наиболее дистальных фациях вулканокластитов (водораздел Хасуртый - Мыргеншена). Накопление туфовой толщи происходило в субаквальных условиях (зеленокаменнные изменения), вероятно, в обстановках резко расчлененного рельефа, обусловленного дифференцированными блоковыми тектоническими движениями. Наличие крупных тектонических уступов с выходами пород основания дуги фиксируется широким распространением тел грубообломочных отложений с вулканокла-ститовым матриксом (водораздел Модонкуль - Зимка в их нижнем течении).

4. Заключительная стадия тектонической эволюции дуги представлена пространственной породной ассоциацией субаэральных субщелочных вулканитов (трахитовая толща) с красноцветными конгломератами, гравелитами и песчаниками терригенной (хурликской) толщи (левобережье р. Шара-Азарга и ее водораздел с Цакиркой). Состав обломочной части последней свидетельствует о синхронности субщелочного вулканизма и денудации всего сформировавшегося комплекса островодужных образований. Продукты эрозии отлагались в субаэральных обстановках существенно речных аллювиальных конусов аридных регионов с недостаточным поступлением мелкозема из областей сноса.

Во времени зафиксирован только ранний этап появления собственно вулканической дуги. Время завершающих стадий формирования островодужной

299 системы - дискуссионно. Описанный формационный ряд может быть чисто временным (вертикальным) и/или частично или полностью синхронным латеральным вкрест простирания островодужной системы с переходом от формаций фронтальной дуги (офиолиты, толща базальтов) к формациям вулканической дуги (риолит-андезитовая, карбонатная, туфовая толщи) и далее к задуго-вым или интрадуговым обстановкам (трахитовая, терригенная толщи). Формационный ряд может быть также комбинированным (латеральный+временной). В зависимости от выбора сценария интервал формирования островодужной системы может варьировать от очень узкого (кембрий) до максимально широкого (кембрий-девон).

Глава 5. ФОРМАЦИОННЫЙ РЯД ДЖИДИНСКОГО ГАЙОТА

При проведении палеогеодинамических реконструкций одной из серьезных проблем является выделение комплексов вулканитов и осадков, принадлежащих гайотам (симаунтам). Комплексы гайотов, являясь производными "горячих точек", по набору пород, петрохимическим и геохимическим характеристикам вулканитов во многом сходны с комплексами континентальных рифтов. Важнейшей и, зачастую, единственной отличительной особенностью образований "горячих точек" является закономерная миграция магматических центров во времени связанная с последовательным смещением плиты. Этот главный признак далеко не всегда может быть в достаточной мере обоснован для конкретных геологических образований.

В ДСФЗ образования гайота впервые были обособлены В.Г. Беличенко и Р.Г. Боосом (1988) из состава ранее единой хохюртовской свиты в качестве вулканогенной серии высокотитанистых недифференцированных базальтов щелочного типа офиолитовой формации. Эти вулканиты были противопоставлены вулканитам островодужного СВК, выделявшихся в качестве граувкково-вулканогенной формации с участием дифференцированной базальт-андезит-дацитовой серии (Беличенко, Боос, 1988; Боос, 1991). В это же время в монгольской части Джидин-ской зоны аналогичная операция была проделана Т.Н. Херасковой (1987), выделившей карбонатно-спилитовую формацию с высокотитанистыми базальтами повышенной щелочности и островодужную дифференцированную базальт-андезит-риолитовую формацию. Несколько позже в составе серии высокотитанистых недифференцированных базальтов ДСФЗ были установлены высокотитанистые то-леиты и субщелочные базальты, сопоставленные с толеитами спрединговых зон и базальтами океанических островов соответственно (Кузьмин и др., 1995). На этом основании в строении ДСФЗ предполагалось присутствие комплексов по крайней мере трех палеогеодинамических обстановок раннего палеозоя - энсиматической островной дуги, палеоспрединговой и внутриплитной океанической ("горячей точки"). Среди всех указанных последняя является наименее обоснованной и наиболее дискуссионной в силу отмеченных выше обстоятельств.

Вулканогенные и осадочные образования ископаемого гайота образуют единый структурно-вещественный комплекс с тектоническими меланжами, формирующимися по породами океанической коры. Меланжи включают в себя разновеликие тела и массивы базитов-гипербазитов и мафических брекчий. Все эти образования достаточно условно выделяются здесь в качестве комплекса основания или фундамента гайота.

Выходы структурно-вещественного комплекса гайота (СВКГ) прослеживаются в центральной части Джидинской подзоны непрерывной широкой (до 10 км) полосой с юго-востока от верховьев Шабартая и междуречья Уленга-Хасуртый на юго-востоке до среднего течения р. Нуд на северо-западе (рис.4.1, 4.2). Ранее СВКС выделялся в качестве хохюртовской свиты, за исключением крупных массивов базитов-гипербазитов, включавшихся в состав цакирского интрузивного комплекса (Налетов, 1962; Гордиенко и др., 1978). СВКС, вероятно, представляет собой крупный аллохтон, имеющий двухчленное строение. Нижняя (?) его часть сложена мегамеланжем, состоящим из крупных (сотни метров - десятки км) тектонических блоков, покровов и отторженцев различных частей офиолитового разреза, "сцементированных" тектоническим меланжем с обломками и блоками до десятков метров. Матриксом меланжа служат тектониты различного состава. Кла-столиты, тектонические блоки, покровы сложены измененными гипербазитами, пироксенитами и габброидами базит-гипербазитового комплекса; серпентинито-выми и габбровыми конглобрекчиями, конгломератовидными лиственитами и хлорит-карбонатными тектонитами толщи мафических брекчий; базальтами и осадочными породами вариолитовой толщи. Верхняя часть аллохтона (толща субщелочных базальтов и доломитовая толща), по-видимому, не меланжирована и формирует крупные протяженные геологические тела (покровы?) налегающие на нижние части СВКГ. Идеализированная модель строения СВКГ приведена на рис. 5.1. Метаморфические преобразования в породах СВКГ ограничиваются

1-4 - толщи: 1 - доломитовая; 2 - субщелочных базальтов; 3 - вариолитовая; 4 - мафических брекчий. 5 - крупные тела базит-гипербазитового копмлекса. 6 - тектонический меланж.7 - типовые разрезы СВК гайота. преобразованиями в условиях эпигенеза и низкотемпературной субфацией зеленосланцевой фации регионального метаморфизма. Исключение составляют только мафические брекчии, в которых иногда сохраняются реликты преобразований типа океанического метаморфизма более высоких ступеней (эпидот-амфиболитовая фация). Для вторичных преобразований СВКГ также как и для ОСВК характерно чередование участков слабо и интенсивно измененных пород.

5.1. Базит-гипербазитовый комплекс

Выходы тел и массивов комплекса приурочены к полосам меланжа. Их размеры варьируют от десятков метров до первых километров. Все тела имеют тектонические ограничения.

Массивы комплекса сложены преимущественно апоперидотитовыми серпентинитами и апосерпентинитовыми метасоматитами (Тлк-Крб породами, лист-венитами). Серпентинизированные перидотиты сохраняются только в виде исключения. Пироксениты, габбро и апобазитовые метасоматиты (листвениты, род-дингиты) имеют крайне ограниченное распространение. Обычно они слагают мелкие тела в меланже и значительно реже встречаются в виде жилообразных или линзовидных тел в гипербазитах.

На левобережье Нуда (Бартоя) комплекс представлен серией мелких (от 0,04x0,08 до 1,5x3 км) линзовидных массивов среди апобазит-гипербазитовых хлорит-карбонатных тектонитов. Массивы сложены преимущественно хризотило-выми апогипербазитовыми серпентинитами иногда с жилами роддингитов. В краевых частях массивов серпентиниты карбонатизированы и сменяются тальк-карбонатными метасоматитами (Белов, Богидаева, 1972). л

Крупный (около 10-12 км) Дархинтуйский массив в устье р. Дархинтуй сложен рассланцеванными апогарцбургитовыми серпентинитами преимущественно хризотиловыми и антигорит-хризотиловыми. В центральной части массива описывались серпентинизированные гарцбургиты (Белов, Богидаева, 1972) и отмечалось присутствие дунитов и лерцолитов (Гордиенко, 1987). Вдоль восточного края массива серпентиниты граничат с серпентинитовыми конгломератами, по которым развивается зона Тлк-Крб метасоматитов. Южнее на водоразделе Дар-хинтуя, Дунду-Гола и Хурай-Цакира комплекс представлен серией мелких (от метров до 1x2 км) тел измененных гипербазитов, редко - пироксенитов и габбро. Эти тела приурочены к широкой полосе тектонического меланжа, включающего также отторженцы измененных псефитов толщи мафических брекчий и осадочных пород вариолитовой толщи (рис. 4.2). В составе наиболее крупных массивов преобладают преимущественно хризотиловые серпентиниты. В их центральных частях отмечались реликты Ол, КПир, псевдоморфных петельчатых структур. Описывались жилы роддингитов (гранат-Эп-Хл пород), Тлк-Крб в краевых частях массивов (Белов, Богидаева, 1972; Е.Е. Зеленский и др., 1984). Пироксениты и габбро формируют самостоятельные тела и характер их взаимоотношений с апо-гипербазитовым серпентинитами - не ясен.

На правобережье Джиды многочисленные линзовидные тела базитов-гипербазитов размером до 0,3x1,5 км присутствуют в полосе тектонического меланжа протягивающегося от долины р. Хасуртый на северо-запад на 6 км до верховьев его правого притока Убур-Инкура. Эти тела сложены серпентинитами и апосерпентинитовыми, реже апопироксенитовыми и апогаббровыми метасомати-тами (Тлк-Крб, Хл-цоизитовыми породами, лиственитами), амфиболизированны-ми габбро и пироксенитами В составе меланжа также присутствуют блоки пород вариолитовой толщи.

Типовым для описываемого базит-гипербазитового комплекса является крупный (0,5x2,5 км) Хасуртинский массив, расположенный на левобережье Ха-суртого выше устья Убур-Инкура. Массив представляет собой тектоническую пластину, полого наклоненную к северо-западу. Ее залегание осложнено крутопадающими к северо-востоку зонами сдвиго-надвигов, ограничивающими массив с северо-востока и юго-запада. Массив находится в ядре сильно сжатой антиформы с породами флишоидной толщи в крыльях. Основная его часть сложена бастито-выми апогарцбургитовыми серпентинитами с псевдоморфными бластопорфировидными микроструктурами с петельчатой или решетчатой структурой основной массы. Во вторичных преобразованиях серпентинитов обычно выделяются 4 стадии: а) Стадия ранней регрессивной серпентинизации фиксируется в виде реликтовых участков петельчатого окрашенного поперечно-волокнистого оксисерпен-тина. ОПир замещаются пластинчатыми баститами. Иногда сохраняется диопсид, образовавшийся в результате твердого распада энстатита. Суммарные содержания КПир - 3-5% отвечают приблизительно 20-25% ОПир в исходной породе (Юркова, 1991), тогда как количество баститовых псевдоморфоз не превышает 15-20%). б) Прогрессивная хризотил-лизардитовая стадия серпентинизации фиксируется развитием шнуров и лент бесцветного или слабоокрашенного поперечно-волокнистого хризотил-лизардита, конвертообразного лизардита замещающего серпофит ядер петель и ранних магнетитов в виде центральных просечек в петельчатом серпентине. Хромшпинеллиды замещаются вторичным хроммагнети-том, сохраняясь только в виде реликтов в центральной части зерен. в) Прогрессивная хризотиловая стадия проявлена в виде прожилков вторичного магнетита, окаймленных бесцветным поперечно-волокнистым хризотилом, формирующих вторичную петельчатую (решетчатую) структуру. г). Антигоритовая стадия сопровождается выделением пластинок антигори-та вначале по микротрещинам, далее по баститам и всей основной массе часто совместно со скоплениями брусита.

Хризотил-лизардитовая и хризотиловая стадии проявлены почти во всех разностях серпентинитов, в то время как антигоритовая имеет локальное распространение и, по-видимому, приурочена к тектоническим зонам.

Отсутствие реликтов Ол, замещение его нацело серпофитом, свидетельствует о высокой (> 80%) степени ранней серпентинизации и об аллохимическом характере преобразований (Штейнберг, Чащухин, 1977). Тем не менее, по очень низким концентрациям щелочей и глинозема и высоким - магния (Приложение 14) серпентиниты петрохимически типизируются как апогарцбургитовые (рис.5.2)

А=А1гОз+СаО+ Na20+ КгО, вес.% и 111111111111111111111111 м 111

10 20 30

S=Si02-(Fe203+Fe0+Mg0+Mn0+Ti02), вес.%

AI2O3, вес.% FeQ+0.9Fe203, вес.%

Рис. 5.2. Петрохимические диаграммы для пород базит-гипербазитового комплекса, вароиолитовой толщи и толщи мафических брекчий СВКГ

1-6 - точки составов: 1- апогипербазитовых серпентинитов, 2 - апопироксенитовых амфиболитов, 3 - габбро, 4 - апогаббровых ортосланцев, 5 - базальтов, 6 - долеритов базит-гипербазитового комплекса (1-3), толщи мафических брекчий (4) и вариолитовой толщи (5,6). 7,8 - поля составов: 7 - базальтов вариолитовой толщи, 8 - апогаббровых ортосланцев толщи мафических брекчий. 9 - поля составов пород офиолитовой ассоциации по Р.Г. Колману (1979). и сопоставляются с метаморфическими перидотитами основания офиолитового разреза (рис.5.2) С подобной типизацией хорошо согласуется присутствие басти-тов и структур твердого распада ОПир.

По данным М.И. Кузьмина и др. (1995) в составе массива также присутствуют аподунитовые и аповерлитовые серпентиниты, хотя по химическому составу апогипербазитовые серпентиниты достаточно однородны. Исключение составляют некоторые разновидности с повышенным содержанием железа, Сг и пониженным - СаО (аподунитовые?) (Приложение 14).

В метаморфические преобразования пород базит-гипербазитового комплекса в целом выделяются два этапа или стадии - ранние регрессивные изменения и наложенные локальные - прогрессивные. Регрессивная стадия в серпентинитах фиксируется реликтами автометаморфической петельчатой серпентинизации. Участками она - неполная с сохранением реликтов первичных минералов в центральных частях массивов. В зонах повышенной проницаемости на этом же этапе, вероятно, развивались ленточные лизардиты по серпофиту и Ол (Кельман, Зо-лоев, 1989). Общая степень этой серпентинизации достигала 70-80% (Штейнберг, Чащухин, 1977). В основных породах регрессивная стадия фиксируется реликтами роговообманкового и актинолитового уралита по Пир, соссюритизацей основных плагиоклазов, развитием процессов роддингитизации. В целом эти преобразования отвечают стадии зеленокаменных изменений (Кейльман, Золоев, 1989) в интервале температур в 100-250°, исходя из температур образования серпентинов хризотил-лизардитовой группы (100°), антигорита (> 250°) (Штейнберг, Чащухин, 1977) и роддингитов (160-550 °) (Юркова, 1991). Прогрессивные преобразования носят наложенный локальный характер. В серпентинитах они обычно ограничиваются хризотил-лизардитовй серпентинизацией с выделением магнетита. Очень широко распространены продукты метаморфизма с участием углекислоты с минеральными ассоциациями, включающими карбонаты (брейнерит, Дол, магнезит) и силикаты (Тлк, Акт, тремолит, антофиллит). Они приурочены к узким зонам повышенной циркуляции гидротермальных растворов или связаны с глубинными водными гранитоидными интрузиями (Штейнберг, Чащухин, 1977). Таким образом, в целом РТ-условия вторичных преобразований ограничиваются пределами зоны эпигенеза, локально возрастая в зонах повышенной проницаемости.

Все имеющиеся к настоящему времени материалы по составу базит-гипербазитового комплекса свидетельствуют о резком преобладании в его составе апогарцбургитовых, часто баститовых серпентинитов. Мелкие тела дунитов, пи-роксенитов и габбро среди гарцбургитов можно интерпретировать как жильную серию ультрабазитового комплекса (Магматические., 1988). В отличие от ост-роводужного базит-гипербазитового комплекса в рассматриваемом куммулятив-ные образования либо отсутствуют, либо имеются только в виде мелких фрагментах в тектоническом меланже. Ультраосновные коммуляты пока достоверно не установлены. Исключение составляют два химических анализа серпентинитов Хасуртинского массива, интерпретировавшихся как аповерлитовые на основании повышенных содержаний СаО (17-19%) и А12Оз (2,5-4%) (Кузьмин и др., 1995, табл. 1, пробы 3/15 и 33/3). Эти серпентиниты имеют высокие концентрации Si02 (49-50%) и низкие - MgO (17,5-18,5%), не характерные для верлитов. По содержаниям Ti, Ni и Сг они неотличимы от апогарцбургитовых серпентинитов. Учитывая аллохимический характер серпентинизации, широкое распространение метасома-тических изменений серпентинитов и в частности их карбонатизацию и хлорити-зацию в краевых частях массивов корректность типизации серпентинитов как аповерлитовых вызывает сомнения. Апогарцбургитовые серпентиниты сильно деплетированы, обеднены Са, Ti, А1, некогерентными элементами (Rb, Sr, Ва) и обогащены Ni и Сг, что позволяет типизировать их как реститы.

Возраст комплекса может быть оценен только в очень широком интервале венда-силура.

5.2. Толща мафических брекчий

В предлагаемом объеме и понимании толща выделяется впервые. Ранее различные части толщи включались в состав хохюртовской (Беличенко, 1969) и долонмодонской (Е.Е. Зеленский и др., 1984) свит или относились к интрузивным (Белов, Богидаева, 1972) или тектоногенным (Грудинин, Секерин, 1977) образованиям.

Толща сложена офиокластовыми псефитовыми и псефито-псаммитовыми обломочными породами, представленными серпентинитовыми конгломератами и габбровыми конглобрекчиями, а также метасоматитами (конгломератовидные ли-ствениты, лиственитизированные и оталькованные конглобрекчии) и тектонитами по этим породам.

5.2.1. Строение и состав

Выходы толщи прослеживаются в среднем течении р. Нуд и его водоразделе с Дархинтуем. Отдельные фрагменты толщи фиксируются по левобережью Дархинтуя и на его водоразделе с Дунду-Голом (рис.4.2). В юго-восточном направлении тектонизированные мафические брекчии замещаются базальтами ва-риолитовой толщи. На переходе в бассейне Дунду-Гола в тектоническом меланже присутствуют отторженцы обеих толщ. Мафические псефиты, вероятно формируют достаточно крупные аллохтонные' пластины, а также залегают в виде тектонических блоков в меланже, содержащем тела гипербазитов.

В строении толщи выделяются две породных ассоциации - серпентинито-вые конгломераты и габбровые конглобрекчии. По данным М.И. Грудинина и А.П. Секерина (1977) в бассейне Дархинтуя они связаны постепенными переходами в виде появления галек габбро в серпентинитовых псефитах с возрастанием их количества при движении с востока на запад. Толща имеет полосовидное строение, связанное с чередованием широких (до сотен метров) пластообразных тел в той или иной мере измененных псефитов (лиственитизированные конглобрекчии, конгломератовидные листвениты, хлорит-карбонатные тектониты и т.п.). Простирание и общее залегание этих полос субсогласное границам толщи. Вероятно, толща формирует пакет пологозалегающих тектонических пластин, границы которых маркируются полосами метасоматитов и тектонитов.

Серпентинитовые конгломераты распространены в районе устья Дар-хинтуя. По данным М.И. Грудинина и А.П. Секерина (1977) они в основном представлены плохо сортированными псефитами с мелкогалечными (1-3 см) структурами с включениями более редких обломков до 10 см диаметром. Псаммо-гравийный матрикс составляет от 20-30 до 90-95% объема породы. Эллипсоидальные, изометричные, уплощенные гальки варьируют от хорошо окатанных до угловатых со сглаженными углами. По составу обломки очень однородны и представлены серпентинитами с петельчатой структурой. Степень серпентинизации в гальках ограничивается лизардитовой или началом хризотиловой стадии (Штейн-берг, Чагцухин, 1877). Основная минеральная ассоциация серпентинов представлена серпофитом, оксисерпентинами и ленточным лизардитом. В отдельных обломках встречаются петельчатые структуры с конвертообразным лизардитом ядер петель и хризотиловыми петлями с магнетитовой просечкой. Очень редко в обломках отмечались секущие жилки поперечно-волокнистого хризотила. В отдельных гальках наблюдались баститовые порфиробласты и зерна хромшпинеллида, частично или полностью замещенного хроммагнетитом. Обломки баститов и храмшпинеллидов присутствуют также в псаммитовом матриксе. Цемент в мат-риксе составляет менее 10-20% объема. По составу он - вторичный, сложенный агрегатами антигорита, талька, магнезиально-железистых карбонатов. При возрастании степени преобразований эти агрегаты частично или полностью замещают обломки, а кластические структуры "стираются". Для химического состава конгломератов в сравнении с серпентинитами характерно повышение содержаний СаО, К20 и Na20 (Приложение 14).

Габбровые конглобрекчии на левобережье Дархинтуя представлены несортированными псефитами с размером обломков от миллиметров до десятков см. Обломки в большинстве неокатанные или полуокатанные со сглаженными углами, изометричные. Матрикс - отсутствует и обломки сцементированы светлыми карбонатными, Кв-Крб с примесью Хл, участками хлоритовым "цементами". По составу обломки представлены актинолитовыми ортосланцами, амфиболизированными метагаббро с бластогаббровой структурой и очень редкими обломками микрокварцитов (Грудинин, Секерин, 1977). В лиственитизированных конглоб-рекчиях обломки приобретают уплощенную форму и сцементированы существенно хлоритовым сланцем. В обломочной части помимо метагаббро широко представлены методалериты с реликтами офитовых структур и основные вулканиты с реликтами порфировых пилотакситовых структур. Вторичные преобразования выражены в развитии по основной массе породы агрегатов гранобластового Крб, обычно в ассоциации с Кв и Хл.

На левобережье Нуда в районе устья р. Цаган-Морин (рис.5.3) габбровые конглобрекчии образуют серию складок-чешуй, наклоненных к северо-востоку и чередующихся в разрезе с чешуями пород терригенной ассоциации флишоидной толщи (см. ниже). Конглобрекчии абсолютно не сортированы. Характерно отсутствие матрикса и цемента. Участками роль заполнителя между крупными обломками играют мелкопсефитовые разности конглобрекчий. Часто наблюдаются участки, где в результате перекристаллизации мелкие обломки "растворяются", а крупные "плавают" в неравномерно-зернистой основной массе. Часто наблюдается метаморфогенный заполнитель в виде неоднородной основной ткани, в которую постепенно переходят обломки. Иногда отмечались линзы мелкообломочных брекчий с "нормальным" поровым карбонатным цементом. Основными компонентами конглобрекчий, образующим обломки, участки, пятна являются рогово-обманковые, хлорит-кварцев-плагиоклазовые (Хл-Кв-Пл) и актинолитовые ортос-ланцы. Последние преобладают по объему. Роговообманковые сланцы — более редки и представлены в основном в крупных обломках. По структурам амфиболо-вые сланцы в обломках разделяются на средне- и крупнозернистые бластогаббро-вые Ро и Акт ортосланцы и мелкозернистые, часто неравномерно-зернистые исключительно Акт ортосланцы. Хл-Кв-Пл ортосланцы обогащают отдельные полосы в рассланцеванных конглобрекчиях и составляют основную часть обломков в местах переходов конглобрекчий в Хл-Крб тектониты. В массивных конглобрекчиях Хл-Кв-Пл ортосланцы часто образуют плохо обособленные пятна с включениями реликтов обломков Ро и Акт сланцев. Очень характерно замещение крупных обломков амфиболовых сланцев с бластогаббровой структурой Хл-Кв-Пл ор-тосланцем с сохранением реликтов амфиболитов в виде шлировидных обособлений (рис.5.3). Форма крупных обломков обычно округлая, эллипсоидальная, а для мелких (< 3 см) чаще всего - резко угловатая, неправильная. Цементом конглобрекчий служит обычно хлоритовый сланец с реликтами раздавленных гравийных зерен. В ряде случаев конглобрекчии представлены валунными и крупнопсефито-выми разностями с сильно вытянутыми в одном направлении эллипсоидальными колбасовидными обломками однородного состава. Подобные текстуры можно интерпретировать как будинажные мулион-структуры, образовавшиеся в результате пластических деформаций крупных пластин или уплощенных обломков. По-видимому, исходными породами являлись валунные конглобрекчии, включавшие в себя крупные (метры-десятки метров) блоки габброидов. Во многих местах наблюдались постепенные переходы конглобрекчий в полосчатые Хл-Крб тектони-ты. В зонах перехода конглобрекчии интенсивно рассланцеваны. Обломки приобретают уплощенную, удлиненную форму, появляются "хвостатые" гальки с зубчатыми ("пламенными") латеральными ограничениями. Сами обломки в подавляющей массе представлены Хл-Кв-Пл, реже Акт сланцами. В виде линзовидных обособлений появляются участки Кв-Крб (Дол) пород (рис.5.3). При дальнейшем росте степени тектонизации количество карбонатной составляющей в породах растет. Она концентрируется в полосах и линзах, разделенных. Алб-Хл и Кв-Хл сланцами (рис.5.3). Среди Хл-Кв-Крб основной массы породы в виде реликтов сохраняются относительно крупные (более 5 см) уплощенные обособления светлых Кв-Алб и Алб-Кв пород с отчетливой гранобластовой структурой. В сформировавшихся линзовидно-полосчатых Хл-Крб тектонитах сохраняются отдельные участки с реликтами первичных псефитовых структур конглобрекчий. В виде сильно будини-рованных и деформированных обломков Хл-Кв-Пл, Акт и даже Ро ортосланцев.

Таким образом, породная ассоциация конглобрекчий представлена последовательным рядом метапород с возрастающей степенью преобразований сопровождающихся "стиранием" первичных структур габброидов и тансформацей исходного минерального состава:

1). Роговообманковые ортосланцы имеют гранонематобластовые, пойки-лобластовые, катакластические, реликтовые бластогаббровые структуры. В их минеральном составе преобладает Ро (50-60%) и Пл (10-45%), а также присутствуют Эп и цоизит (1-20%), Хл (1-10%), иногда флогопит (1-3%) и Кв (1-5%). Ро обычно образует каркас породы из удлиненных таблитчатых ориентированных идиобластов с неровными концевыми ограничениями, представленными двумя генерациями - буровато-зеленой и голубовато-зеленой Ро. Последняя имеет сильно варьирующие оптические константы за счет частичного псевдоморфного замещения амфиболом тремолит -актинолитового ряда. По ней развивается лучистый Акт. Пл гранулирован, бластирован и раскислен до олигоклаза. Вторичные Акт, Эп и Хл развиваются по Пл, иногда образуя микрозернистые скопления в межзерновом пространстве. Появление позднего Кв, образующего часто прорастания по Пл сопровождается выделениями цоизита и развитием флогопита по Ро.

2). Актинолитовые ортосланцы имеют гранобластовые, гранонематобластовые, участками лепидобластовые и катакластические структуры. Минеральный состав близок Ро ортосланцам: Акт (15-80%), Пл (30-50%), Хл (10-30%о), Цоизит (5-10%), Кв (< 5%), реликты Ро, Би. Реликты первичных структур практически не сохраняются. Пл сильно гранулирован и имеет более кислый переменный состав варьирующий от Алб до олигоклаз-Алб. Цоизит в микрозернистых скоплениях развивается по Пл. Поздний Кв образует редкие ксеноморфные зерна -порфиробла-сты.

3). Хл-Кв-Пл ортосланцы имеют гетерогранобластовые, пойкилобластовые структуры и такситовые, очковые, сланцеватые микротекстуры. Минеральный состав: Пл (30-50%), Кв (20-40%), Хл (5-25%), Акт (0-15%), Эп (0-5%), Ка (1-15%), реликты Ро, Би. Пл (олигоклаз-Алб) сохраняется в виде реликтов гранулированных зерен, замещенных в основном тонкозернистыми агрегатами Алб, Хл, Акт, Эп и Крб. Идиобластовый Акт замещается агрегатами Хл иногда с примесью тонкозернистого Крб. В отдельных разностях цветные минералы представлены исключительно скоплениями Хл иногда с включениями редких чешуек Би и зерен Эп. Порфиробластовый Кв часто содержит пойкилитовые включения зерен и агрегатов Хл, Акт, Пл и Эп. Иногда скопления крупных зерен Кв образуют чечеви-цеобразные включения ("очки") в которых часто наблюдаются прорастания Кв и Пл с образованием участков гранофировой структуры. Ка выполняет прожилки, межзерновые пространства, образует скопления крупных зерен, которые часто содержат включения участков породы и всех вышеперечисленных минералов, включая и Кв.

4). Хлорит-карбонатные тектониты имеют линзовидное и полосовидное строение обусловленное наличием скоплений Крб часто совместно с Кв и "обтекающих" эти скопления лепидогранобластовой Хл+Алб+Кв основной ткани. В качестве реликтов в основной ткани отмечаются иногда зерна Пл, флогопита. С ростом степени тектонизации происходит дифференциация этой основной ткани на полоски Хл, Хл-Кв и Кв-Хл состава. Поздние Дол и Кв часто образуют порфи-робласты с пойкилитовыми включениями всех вышеупомянутых минералов и минеральных агрегатов.

Химический состав метагабброидов (Приложение 15) сильно искажен по сравнению с исходными породами в результате метаморфических преобразований. Для петрохимической типизации пород он был пересчитан с учетом поправочных коофициентов Н.Н. Панина (Кейльман, Золоев, 1989) (табл.5.1). Основные результаты типизации с использованием ряда диаграмм (рис.5.4) следующие:

- протолитом ортосланцев являлись магматические породы семейства габб-роидов;

- метаморфические преобразования носили аллохимический характер;

- общий тренд изменения состава пород выражался в обогащении Si02, Na20 и в незначительных потерях MgO;

- в результате преобразований нарушилась корреляция между щелочами (К20, Na20) и Si02, но сохранились "магматические" соотношения между А1203, MgO, оксидами железа.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В ходе фациального и формационного анализа и обобщения материалов по домезозойским стратифицированным образованиям Юго-Западного Забайкалья получены следующие основные результаты:

1. Метаморфизм рассматриваемого региона - гетерохронен и гетерогенен по своей геодинамической природе. Выделяются два крупных метаморфических события, связанных с коллизионными геодинамическими обстановками в ордовике и вблизи границы среднего-верхнего карбона. Общая картина региональной метаморфической зональности осложняется наличием реликтовых остро во дужного и океанического, а также регионально проявленного контактового типов метаморфизма.

2. Геологические формации, слагающие сложнодислоцированные складчатые структурно-вещественные комплексы региона, имеют в основном палеозойский возраст, включая глубоко метаморфизованные формации Хамар-Дабана. Нет никаких убедительных данных в пользу присутствия докембрий-ских осадочных или вулканогенных образований в составе этих комплексов. Помимо раннепалеозойских (кембрий-ордовикских) в их составе широко распространены позднепалеозойские (поздний девон - ранний карбон) осадочные формации.

3. Метаморфиты Хамар-Дабанской структурно-формационной зоны сложены двумя крупными осадочными формациями, резко контрастными по своему строению, составу и обстановкам их формирования - флишоидной хамар-дабанской серией и черносланцевой микститовой (удунгинской) толщей. Хамардабанская серия накапливалась в раннем палеозое в обстановках крупной каньенно-веерной системы подножья континентального склона пассивной континентальной окраины атлантического типа Сибирского континента. Удунгинская толща представляет собой тектонически скученный комплекс осадков шельфа и континентального склона раннепалеозойской пассивной континентальной окраины и позднепалеозойских эпиконтинентальных палеобассейнов.

6. Одним из главных типов палеобассейнов девона в пределах Хамардабанской струтурно-формационной зоны является прогиб типа Тувинской впадины Саяно-Алтайской области. Седиментация в нем осуществлялась в об-становках линейных мезоприливных морских побережий в условиях семиарид-ного климата в высоких (около 50°) палеоширотах. Этот палеобассейн был связан с геодинамическими обстановками активных континентальных окраин андийского типа.

5. Джидинская энсиматическая. палеоостровная дуга представлена единым, пространственно локализованным структурно-вещественным комплексом, включающим формации различных морфологических элементов и/или этапов тектонической эволюции островодужной системы. Юная стадия развития системы представлена формациями фронтальной дуги с излияниями лав примитивных островодужных толеитов и базальтов известково-щелочной серии. Переход системы от юной к развитой стадии развития в раннем кембрии маркируется появлением морфологически выраженных построек вулканической дуги. Обстановки развитой островной дуги с мощными субаквальными шлейфами средних вулканокластитов сменяются интродуговыми обстановками зрелой стадии. В них осуществлялись седиментация в аллювиальных конусах и субщелочной вулканизм в преимущественно субаэральных условиях.

6. Преддуговый (аккреционный) комплекс Джидинской островодужной системы объединяет формацию глубоководного краевого палеобассейна и структурно-вещественный комплекс Джидинского гайота. В составе этого СВК представлен формационный ряд осадочных и вулканогенных образований, отражающий закономерную смену обстановок седиментации и вулканизма, связанными с ростом постройки гайота и миграцией магматического центра "горячей точки". Начальные этапы формирования внутриокеанического поднятия отвечают геодинамическим обстановкам спрединговых зон и трансформы в глубоководных условиях с формированием покровов подушечных лав толеитов и накоплением офиокластовых грубообломочных эдафогенов. С ростом постройки гайота подушечные лавы океанических толеитов сменяются вулканитами переходной (ферробазальты) и далее субщелочной серии океанических островов (гавайииты, трахиандезибазальты, трахиты). Вулканизм и седиментация на этом этапе (кальдерная стадия) происходил в относительно мелководных обстановках, достигавших зоны действия волн. На завершающей (постэрозионной) стадии на фоне затухающего вулканизма на вершине гайота формировалась карбонатная постройка в условиях крайнего мелководья, зон осушки и эвапоритообразования.

7. В преддуговом бассейне Джидинской островодужной системы господствовали обстановки лавинной турбидитной седиментации. Источником обломочного материала являлись вулканогенные породы островной дуги и карбонатных островодужных шельфов. Отложения с лавинными скоростями накопления чередовались с осадками фоновой глубоководной кремнистой седиментации.

Научная новизна полученных результатов заключается в следующем:

1. Новые данные, свидетельствующие о гетерогенности и гетерохронно-сти метаморфических проявлений региона вносят существенные коррективы в существующие представления о монотипичности метаморфизма и единстве метаморфической зональности региона.

2. Представленное обоснование большой вероятность раннепалеозойско-го возраста протолитов метаморфитов Хамар-Дабанской структурно-формационной зоны ставит вопрос о правомерности выделения Хамар-Дабанского микроконтинента (глыбы, блока докембрийской коры, сиалическо-го основания каледонид). Расчленение осадочно-метаморфических образований и выяснение важнейших особенностей их строения (две контрастные формации, характер мегаритмичности флишоида) позволило предложить новый вариант стратиграфической схемы, принципиально отличный от традиционных.

Геодинамическая типизация основной части метаморфических толщ в качестве батиального комплекса пассивной континентальной окраины атлантического типа предлагается впервые. Этот вариант геодинамической интерпретации позволяет снять противоречие между существованием мощного осадочного клина раннепалеозойских шельфовых отложений Сибирской платформы и отсутствием в имеющихся палеогеодинамических реконструкциях синхронных им осадочных комплексов подножий континентальных склонов.

3. Впервые в регионе выделены и обоснованы осадочные образования позднего девона, ранее только предполагавшиеся. Эти результаты восполняют до сих пор существующий пробел в геологической истории региона для этого периода. Получили дополнительное подтверждение девонские геодинамические обстановки активной континентальной окраины андийского типа, реконструировавшиеся ранее на основе изучения магматизма (Гордиенко, 1987).

4. Результаты полученные по Джидинской структурно-формационной зоне позволяют внести некоторые существенные дополнения в последние плейт-тектонические реконструкции по Джидинской островодужной системе (Кузьмин и др., 1995; Альмухамедов и др., Гордиенко, Кузьмин, 1999). Прежде всего, появляется возможность несколько упорядочить пространственное положение отдельных компонентов системы. В рассматриваемых реконструкциях формации различных частей и этапов ее тектонической эволюции выделялись в качестве самостоятельных тектонически совмещенных элементов (серия островных дуг на различных стадиях эволюции, серия океанических островов, преддуго-вых и задуговых палеобассейнов на разных этапах становления и т.д.). Предложенная модель формационных рядов островной дуги и гайота позволяет объединить, или, наоборот разделить ряд совмещенных структурно-вещественных комплексов. В частности, для российской части Джидинской зоны пространственная локализация островдужных и преддуговых СВК позволяет реконструировать положение палеозоны субдукции, имеющей субширотную ориентировку и южный наклон. Это, кстати, находит подтверждение и в данных по глубинному сейсмическому зондированию (Зорин и др., 1994).

Приведенные в данной работе новые материалы и результаты по региональной геологии ставят ряд проблем, касающихся тектонической эволюции всего южного складчатого обрамления Сибирской платформы и, отчасти, Палеоазиатского океана в целом. Важнейшими из них являются:

1. Проблема микроконтинентов и блоков докембрийской литосферы в составе складчатого пояса. Выделявшийся ранее Хамар-Дабанский литосферный мегаблок, рассматривавшийся в качестве части более крупных Баргузинского или Тувино-Монгольского микроконтинентов, скорее всего таковым не является. Более того, метаморфизованные осадочные комплексы пассивной континентальной окраины обнаруживают удивительное сходство с метаморфитами Сан-гилена (Гоникбер и др., 1997). Не исключена возможность единства этих комплексов и, следовательно, возникает проблема существования самого Тувино-Монгольского микроконтинента.

2. Наличие двух крупных метаморфических событий - ордовикского и карбонового ставит проблему о характере, роли и месте коллизионных обстановок в тектонической эволюции региона. Как уже отмечалось, ордовикский метаморфизм не затрагивает образования Джидинской зоны каледонид. Становится неясным, с чем же связана раннепалеозойская коллизия, так как основным сценарием ее проявления является столкновение Джидинской осроводуж-ной системы с Хамар-Дабанским мегаблоком. Позднепалеозойский метаморфизм имеет характеристики метаморфизма крупных сдвиговых зон и накладывается как на образования ХДСФЗ, так и ДСФЗ. Из этого вытекает несколько неожиданный вывод о позднепалеозойском времени пространственного совмещения этих мегаблоков. По строению, возрасту, составу Джидинская острово-дужная система обнаруживает значительное сходство с аналогичными системами Алтае-Саянской области, включая комплексы гайотов и активноокраин-ных палеобассейнов. Если учесть, что позднедевонская урминская толща является полным аналогом позднедевонских отложений Тувинского прогиба, а кар-боновый коллизионный метаморфизм несет признаки динамометаморфизма сдвиговых зон, то невольно возникает предположение о тектоническом совмещении ДСФЗ и ХДСФЗ в результате крупных сдвиговых перемещений. Эта гипотеза перекликается с проблемой активной окраины андийского типа в позднем палеозое. Основным элементом таких окраин являются магматические дуги. Присутствие обломочного материала поставлявшегося с такой дуги достаточно уверенно фиксируется в осадках урминской толщи. Возникает вопрос, а где же сама дуга? Одним из вариантов его решения и может быть перемещение по крупным сдвиговым системам.

Полученные результаты базируются на стандартном наборе методов исследований, включающем литологические описания (фациальные характеристики породных ассоциаций), реконструкции фрагментов разрезов на базе детального картирования, максимально точная диагностика пород (петрография, химический анализ), микропалеонтологический анализ и т.п. Достоверность результатов обеспечивается, прежде всего, комплексностью использования различных методов и наличием статистически значимых выборок результатов анализов по породным ассоциациям, фациям, формациям, стратоподразделениям. Ввиду сложности объектов исследований, широкого распространения метаморфических преобразований, высокой степени дислоцированности осадочных и вулканогенных толщ достоверность значительной части результатов и выводов может быть оценена только с той или иной степенью вероятности. В большинстве случаев выводы об обстановках формирования тех или иных породных комплексах допускают несколько вариантов интерпретаций. Имеется обратная корреляция между степенью достоверности результатов и степенью вторичных преобразований и дислоцированности толщ. Максимально обоснованными с нашей точки зрения являются результаты по наименее измененным отложениям позднедевонской урминской толщи. Так обоснование возраста толщи подтверждено тремя независимыми методами - анализ миоспоровых комплексов, построение кривой миграции береговой линии, палеомагнитными исследованиями. С другой стороны совпадение кривой миграции береговой линии с кривыми колебания уровня моря в позднем девоне является подтверждением или независимой проверкой фациальной модели, использованной при реконструкции обстановок седиментации. Палеомагнитными исследованиями последних лет получило независимое подтверждение наличие миграции магматического центра связанного с "горячей точкой" для Джидинского гайота (Гордиен-ко, Михальцов, 2001). Минимально достоверны результаты и интерпретации, касающиеся глубоко метаморфизованных частей осадочно-метаморфических комплексов ХДСФЗ.

Практическая значимость полученных результатов определяется в первую очередь тем, что они значительно повышают качество геологической основы металлогенических построений. Уточнения и изменения, внесенные в результате проведенных исследований в стратиграфические схемы палеозоя, вносят серьезные коррективы в представления о геологическом строении и тектонической эволюции региона. В частности, выделение регионального маркера -микститовой удунгинской толщи позволило установить "сдваивание" разреза метаморфитов ХДСФЗ в хребте Малый Хамар-Дабан. Типизация структурно-вещественных комплексов Джидинской структурно-формационной подзоны в качестве преддугового ансамбля позволяет реконструировать положение палео-зоны субдукции и, соответственно, связанные с нею элементы металлогениче-ской зональности. Кроме того, поведенный фациальный и формационный анализ дает и прямые поисковые признаки для ряда полезных ископаемых. В качестве примера важных для металлогении формации можно привести чернослан-цевую удунгинскую толщу.

• л. '

СПИСОК РАБОТ, ОПУБЛИКОВАННЫХ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ:

1. Филимонов А.В. Палеозой Хамар-Дабана // 100 лет государственной геол. службе Восточной Сибири (тез. докладов). Иркутск. 1988. С.45-46.

2. Филимонов А.В. Обстановки накопления флишоидов и геодинамика палеозоя Южного Прибайкалья (Бур. АССР) // Флиш и флишоидные комплексы различных структурных зон земной коры (формации и геоминералогия). Тез. докладов Всесоюзного Совещания-школы. Звенигород 2-6 апреля 1990. М.: Ротапринт ГИН, 1990. С. 137-139.

3. Гладков В.Г., Коваленко С.Н., Корольков А.Т., Филимонов А.В., Языков А.Г. Структурная эволюция микстиговых комплексов Джидинской коллизионной зоны (верховье р. Джиды, западная часть хр. Хамар-Дабан) // Структурные исследования кристаллических образований (теория, практика, методика). Тез. докл. V Всеросийской школы "Структурный анализ кристаллических комплексов" (17-19 мая 1994).СПб,1994, с. 36-37.

4. Филимонов А.В. Полигенные микститы и псефиты палеозоя бассейна среднего и верхнего течения р. Джиды (Юго-Западное Забайкалье) // Ежегод-ник-94. Выпуск 1. Улан-Удэ, 1994. С.14-15.

5. Кузьмин М.И., Гордиенко И.В., Альмухамедов А.И., Антипин B.C., Баянов В.Д., Филимонов А.В. Палеоокеаничческие комплексы Джидинской зоны каледонид (Юго-Западное Забайкалье) // Геология и геофизика. 1995. Т. 36. № 1. с. 3-18.

6. Филимонов А.В. Строение и основные этапы тектонической эволюции Джидинской островной дуги венда(?) - раннего палеозоя // Актуальные вопросы геологии и географии Сибири. Мат-лы науч. Конф., посвящ. 120-летию основания Томского гос. Ун-та 1-4 апр. 1998 г. Томск, 1998. С. 164-165.

7. Филимонов А.В. Комплексы внутриокеанических поднятий в структуре Джидинской зоны каледонид (Юго-Западное Забайкалье)// Металлогения, нефтегазоносность и геодинамика Северо-Азиатского кратона и орогенных поясов его обрамления. Материалы II Всеросийского металлогенического совещания с участием иностранных специалистов 25-28 августа 1998 года. Иркутск, 1998. С. 412-413.

8. Филимонов А.В. Типы метаморфизма Юго-Западного Забайкалья // Тектоника, геодинамика и процессы магматизма и метаморфизма. Материалы XXXII Тектонического совещания. Том II. М.:ГЕОС, 1999. С.235-237.

9. Филимонов А.В. Домезозойская стратиграфия Джида-Ильчирской зоны каледонид: эволюция представлений, проблемы и перспективы // Состояние и перспективы развития минерально-сырьевого и горнодобывающего комплексов Республики Бурятия. Материалы конференции 1-2 апреля 1999 г. Улан-Удэ: Изд-во БНЦ СО РАН, 1999. С. 110-113.

10. Филимонов А.В., Минина О.Р., Неберекутина JI.H. Урминская толща - эталонный стратон верхнего девона Западного Забайкалья // Вестник Воронежского государственного университета. Серия геологическая. 1999. № 8. С. 46-57

11. Филимонов А.В. Опыт реконструкции палеобассейна типа pull-apart на примере позднепалеозойской молассоиды Ильчирской зоны Восточного Саяна // Проблемы литологии, геохимии и рудогенеза осадочного процесса. Т.2. Материалы к 1-му Всероссийскому литологическому совещанию 19-21 декабря 2000 г.(Москва). М.: ГЕОС 2000 С. 331-335.

12. Филимонов А.В. Особенности палеообстановок линейных морских побережий в девоне на примере урминской толщи Западного Забайкалья // Литология и полезные ископаемые центральной России. Материалы к литологическому совещанию "Литология и полезные ископаемые Центральной России" 38 июля 2000 г., Воронеж. Воронеж: Воронежский государственный университет, 2000. С. 88-89.

Список литературы диссертационного исследования кандидат геолого-минералогических наук Филимонов, Андрей Викторович, 2003 год

1. Альмухамедов А.И., Гордиенко И.В., Кузьмин М.И., Томуртогоо О., То-мурхуу Д. Джидинская зона — фрагмент Палеоазиатского океана // Геотектоника, 1996. №4. С. 25-42.

2. Альмухамедов А.И., Сборщиков И.М., Лобковский Л.И. Новые данные о строении хребта Горриндж, Северная Атлантика // Докл. АН СССР, 1989. Т. 308. №6. С. 1433-1436.

3. Анатольева А.И. Стратиграфия и некоторые вопросы палеогеографии девона Минусинского межгорного прогиба // Тр. ИГиГ СО АН СССР. Новосибирск: Изд-во СО АН СССР, 1960. Вып. 2. 348 с.

4. Анатольева А.И. Домезозойские красноцветные формации // Тр. ИГиГ СО АН СССР. Вып. 190. Новосибирск: Наука, 1973. 348 с.

5. Артемьев Б.Н. Западный Хамар-Дабан, р. Джида и Цакирский золоторудный район. Л.-М.-Грозный-Новосибирск: Изд-во ГНТГГН, 1934. 36 с.

6. Атлас породообразующих организмов (известковых и кремневых) / Сост. В.П. Маслов. М.: Наука, 1973. 268 с.

7. Бардаханов Н.Б., Афанасьев В.М. К стратиграфии докембрия и раннего палеозоя Западного Хамар-Дабана и бассейна р. Джиды // Вопросы геологии Прибайкалья и Забайкалья. Чита, 1972. Вып. 9. С. 5-7.

8. Батурина Е.Е. Глубинные разломы главные рудоконтролирующие структуры Западно-Забайкальской редкометальной провинции // Тектоника Сибири. Тектоника Забайкалья и некоторые общие вопросы развития геологических структур. Т. VII. М.: Наука, 1976. С. 143-149.

9. Беличенко В.Г. О новых находках археоциат в верховьях р. Джиды (Южное Прибайкалье) // Докл. АН СССР, 1963. Т. 151. № 3. С. 642-643.

10. Беличенко В.Г. Нижний палеозой Западного Забайкалья. М.: Наука, 1969.207 с.

11. Беличенко В.Г. Ранние или "полные" каледониды Саяно-Байкальской горной области // Известия АН СССР. Сер. геол., 1983. № 1. С. 68-75.

12. Беличенко В.Г. Палеотектоническое районирование палеозоид юго-восточной части Восточного Саяна, Западног Хамар-Дабана и Прихубсугулья // Геология и геофизика, 1985. № 5. С. 11-20.

13. Беличенко В.Г., Боос Р.Г. Эволюция земной коры южного складчатого обрамления Сибирской платформы в палеозое // Эволюция земной коры в докембрии и палеозое (Саяно-Байкальская горная область). Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1988. С. 91-126.

14. Беличенко В.Г., Гелетий Н.К., Летникова Е.Ф. Карбонатные отложения островодужных серий венда-кембрия Джидинской зоны (Восточная Сибирь) // Доклады РАН, 1996. Т. 348. № 1. С. 78-80.

15. Беличенко В.Г., Скляров Е.В., Добрецов Н.Л., Томуртогоо О. Геодинамическая карта Палеоазиатского океана. Восточный сегмент // Геология и геофизика, 1994. Т. 35. № 7-8. С. 29-40.

16. Беличенко В.Г., Хренов П.М. О байкальских каледонидах // Изв. АН

17. СССР. Серия геол., 1965. № 11. С. 72-85.

18. Беличенко В.Г., Шафеев А.А., Хренов П.М., Чернов Ю.А. Новые данные о стратиграфическом положении зун-муринской свиты (Западное Забайкалье) // Геология и геофизика, 1966. № 9. С. 130-133.

19. Белоусов А.Ф. Проблемы анализа эффузивных формаций. Новосибирск: Наука, 1976. 332 с.

20. Берзин Н.А., Колман Р.Г., Добрецов H.JL, Зоненшайн Л.П., Сяо Сючань, Чанг Э.З. Геодинамическая карта западной части Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. 1994 Т. 35. № 7-8. С. 8-28.

21. Берзин Н.А., Кунгурцев JI.B. Геодинамическая интерпретация геологических комплексов Алтае-Саянской области // Геология и геофизика. 1996. Т.37. № 1. С.63-81.

22. Благонравов В.А., Зайцев Н.С. Джидинская зона ранних каледонид Монголии//Геотектоника, 1972. № 6. С. 55-64.

23. Богатиков О.А., Цветков А.А. Магматическая эволюция островных дуг. М.: Наука, 1988. 248 с.

24. Богатиков О.А., Цветков А.А., Коваленко В.И. Магматические серии и островодужный процесс: закономерности эволюции II Строение и геодинамика зон перехода от континента к океану. М.: Наука, 1989. С. 86-94.

25. Богданов Ю.А., Гурвич Е.Г., Янса Л.Ф. Исследования химического состава пелагических осадков гайотов северо-западной части Тихого Океана для палеоокеанических реконструкций //Геохимия, 1998. № 6. С. 605-614.

26. Боос Р.Г. Палеозой Тункинских гольцов Восточного Саяна. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1991. 144 с.

27. Ботвинкина JI.H. Генетические типы отложений областей активного вулканизма / Тр. ГИН АН СССР. Вып. 263. М.: Наука, 1974. 268 с.

28. Булгатов А.Н. Тектонотип байкалид. Новосибирск: Наука, 1983. 193 с.

29. Булгатов А.Н., Климук B.C. Надвиги, олистострома и меланж Джидинской зоны каледонид Бурятии // Геология и геофизика, 1997. Т.38., № 4. С. 816819

30. Бутов Ю.П. Некоторые проблемы домезозойской геологической истории Саяно-Байкальской горной области //Геотектоника, 1988. № 5. С. 55-65.

31. Бутов Ю.П. Палеозойские осадочные отложения Саяно-Байкальской горной области (проблемы стратиграфии, характерные формации, рудоносность). Улан-Удэ: Изд-во БНЦСО РАН, 1996. 153 с.

32. Варенцов И.М. Стратиграфия и фации отложений среднего и верхнего девона Тувинского прогиба. М.: Изд-во АН СССР, 1959. 70 с.

33. Васильев Е.П., Резницкий JI.3. Тектонофизические условия зонального метаморфизма (на примере юга Восточной Сибири) // Земная кора 1996 (материалы научной сессии геологической секции ИЗК СО РАН, апрель 1996). Иркутск, 1996. С.23-24.

34. Васильев Е.П., Резницкий JI.3., Бараш И.Г. Геология и метаморфическая зональность северо-восточного Прихубсугулья // Доклады РАН, 1999. Т.367. №4. С. 517-521.

35. Ветцель А. Циклическое и дисциклическое образование черных сланцев / Циклическая и событийная седиментация. М.: Мир, 1985. С. 393-414.

36. Вознесенская Т.А. Терригенная седиментация // Геосинклинальная и океанская седиментация и вулканизм (сравнительная характеристика). Тр. ГИН АН СССР. Вып. 396. М.: Наука, 1984. С. 5-24.

37. Вылцан И.А. Флишоидные формации. Томск: изд-во Томского университета, 1978. 208 с.

38. Высоцкий Л.Г., Стрижкова А.А. Океанические и островодужные офио-литы // Тихоокеанская окраина Азии. Геология. М.: Наука, 1989. С. 14-20.

39. Геккер Р.Ф., Ушаков Б.В. Vermes. Черви // Основы палеонтологии. Губки археоциаты, кишечнополостные, черви. М.: Изд-во АН СССР, 1962. С. 438-432.

40. Геологическая съемка метаморфических и метасоматических комплексов. Методическое пособие. СПб.: Изд-во ВСЕГЕИ. 1996. 416 с.

41. Геология СССР. М.: Недра, 1964. Т. XXXV. 629 с.

42. Геология и метаморфизм Восточного Саяна / Беличенко В.Г., Бутов Ю.П., Добрецов Н.Л. и др. Новосибирск: Наука Сиб. отд-ние, 1988. 193 с.

43. Гептнер А.Р. Генетические типы и фации базальтовой вулканокластики шельфа // Литология кайнозойских шельфовых отложений. М.: Ротапрингное издание ГИН АН СССР, 1989. С. 228-277.

44. Гоникберг В.Е. Палеотектоническая природа северо-западной окраины Сангиленского массива Тувы в позднем докембрии Н Геотектоника, 1997, № 5, с. 72-84.

45. Горбачев О.В. Кремнистые породы углеродистых формаций и их геохи

46. Гордиенко И.В. Магматизм и геодинамика палеозоя северной части Центрально-Азиатского складчатого пояса // Геология и геофизика, 1984. № 4. С. 19-30.

47. Гордиенко И.В. Палеозойский магматизм и геоодинамика Центрально-Азиатского складчатого пояса. М.: Наука, 1987. 240 с.

48. Гордиенко И.В. Палеоокеанические и островодужные комплексы Джи-динской зоны каледонид (Юго-Западное Забайкалье, Северная Монголия)// Ежегодник-94. Вып. 1. Улан-Удэ: Изд-во ГИ БНЦ, 1994. С. 8-10.

49. Годиенко И.В., Андреев Г.В., Кузнецов А.Н. Магматические формации палеозоя Саяно-Байкальской горной области. М.: Наука, 1978. 220 с.

50. Гордиенко И.В., Кузьмин М.И. Геодинамика и металлогения Монголо-Забайкальского региона // Геология и геофизика, 1999. Т. 40. № 11. С. 15451562.

51. Гордиенко И.В., Михальцов Н.Э. Положение венд-раннекембрийских офиолитовых и островодужных комплексов Джидинской зоны каледонид в структурах Палеоазиатского океана по палеомагнитным данным // Доклады РАН, 2001. Т. 379. № 4. С. 508-513.

52. Горшков Г.С., Дубик Ю.М. Направленный взрыв на вулкане Шевелуч // Вулканические извержения. М.: Наука. 1969. С. 34-49.

53. Градзинский Р., Костыцкая А., Радомский А. Седиментология. М.: Недра, 1980. 646 с.

54. Григорьев В.Н. Олистостромы // Геосинклинальная и океанская седиментация и вулканизм (сравнительная характеристика). Тр. ТИН АН СССР. Вып. 396. М.: Наука, 1984. С. 56-82.

55. Гусев Г.С., Хаин В.Е. О соотношении Байкало-Витимского, Алдано-Станового и Монголо-Охотского террейнов (юг Средней Сибири) // Геотектоника, 1995. №5, С. 105-111.

56. Давыдов В.И., Малышев А.А., Шпильков A.JI. Краткая объяснительная записка к геологической карте Бурятской АССР м-ба 1:500 ООО. Улан-Удэ, 1981. 147 с.

57. Девон Воронежской антеклизы и Московской синеклизы / Родионова Г.Д., Умнова В.Т., Кононова Л.И. и др. М.: 1995. 265 с.

58. Депплес Э.К. Диагенез и катагенез. песчаников // Диагенез и катагенез осадочных образований. М.: Мир, 1971. С. 92-121.

59. Дергунов А.Б. Каледониды Центральной Азии / Тр.ГИН АН СССР. Вып. 437. М.: Наука, 1989. 192 с.

60. Дженкинс Х.К. Пелагические фациальные обстановки // Обстановки осадконакопления и фации. Т.2. М.: Мир. 1990. С. 74-141.

61. Диденко А.Н., Моссаковский А.А., Печерский Д.М., Руженцев С.В., Са-мыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Геодинамика палеозойских океанов Центральной Азии // Геология и геофизика, 1994. № 7-8. С. 59-75.

62. Добрецов Н.Л. Закономерности формирования структуры южного складчатого обрамления Сибирской платформы И Закономерности формирования структуры континентов в неогее. М.: Наука, 1986. С.26-36.

63. Добрецов Н.Л. Проблемы тектоники и офиолитовых поясов Центральной Азии, Южной Сибири и Северного Китая // Проблемы магматизма и метаморфизма Восточной Азии. Новосибирск: Наука, 1990. С. 7-25.

64. Добрецов Н.Л., Соболев B.C., Хлестов В.В. Фации регионального метаморфизма умеренных давлений. М.: Недра, 1972. 288 с.

65. Додин А.Л. Основные черты тектонического строения каледонид юга Сибири И Тектоника Сибири. Тектоника Забайкалья и некоторые общие вопросы238 с.

66. Елисеев Н.А. Метаморфизм. М.: Недра, 1963. 428 с.

67. Ефремова С.В., Стафеев К.Г. Петрохимические методы исследования горных пород. М.: Недра, 1985. 511 с.

68. Предовский А.А. Реконструкция условий седиментогенеза и вулканизма раннего докембрия. Д.: Недра, 1980. 231 с.

69. Заславская Н.М., Шешегова Л.И. Планктонные сообщества силурийского палеобассейна на Сибирской платформе // Биостратиграфия и биогеография палеозоя Сибири. Новосибирск: ИгиГ АН СССР, 1985. С. 55-63.

70. Зейболд Е., Бергер В. Дно океана. Введение в морскую геологию. М.: Мир. 1984. 320 с.

71. Зоненшайн Л.П., Кузьмин М.И., Натапов Л.М. Тектоника литосфер-ных плит территории СССР. Кн.1. М.: Недра, 1990. 328 с.

72. Зорин Ю.А., Беличенко В.Г., Турутанов Е.Х., Мордвинова В.В., Кожевников В.М., Хозбаяр П., Томуртогоо О., Арвисбаатар Н., Гао Ш., Дэвис П. Байкало-Монгольский трансект // Геология и геофизика, 1994. Т. 35. № 7-8. С.94-110.

73. Иванова Е.А., Вельская Т.Н., Чудинова И.И. Условия обитания морской фауны силура и девона Кузнецкого, Минусинского и Тувинского бассейнов // Тр. ПИН АН СССР. Т. CII. М.: Наука, 1964. 226 с.

74. Игнатов П. А. Особенности девонского периода развития Тувинского прогиба //Известия ВУЗов. Геология и разведка. 1984. № 9. С. 23-29.

75. Ильин А.В. Геологическое развитие Южно Сибири и Монголии в позднем докембрии-кембрии. М.: Наука, 1982. 116 с.

76. Катюха Ю.П., Рогачев A.M. О возрасте мангатгольской, дабанжалгин-ской свит и окинской серии Восточного Саяна II Геология и геофизика, 1983. № 5. С.68-78.

77. Кашкай М.А., Аллахвердиев Ш.И. Листвиниты, их генезис и классификация. Баку: Изд-во Азербайджанской ССР, 1965. 143 с.

78. Кедо Г.И., Авхимович В.И. Некоторые данные по палинологической характеристике франского яруса верхнего девона речицкой площади // Палеонтология и стратиграфия БССР. Минск: Наука и техника, 1969. С. 14-70.

79. Кейльман Г.А., Золоев К.К. Изучение метаморфических комплексов. М.: Недра, 1989. 208 с.

80. Клитин К.А. Проблема "фундамента" Байкальской складчатой области II Тектоника Сибири. Тектоника Забайкалья и некоторые общие вопросы развития геологических структур. Т. VII. М.: Наука, 1976. С. 179-190.

81. Коваленко В.И. Ярмолюк В.В., Ковач В.П., Котов А.Б., Козаков И.К., Сальникова Е.Б. Источники фанерозойских гранитоидов Центральной Азии: Sm-Nd изотопные данные // Геохимия. 1996. № 8. С. 699-712.

82. Коллинсон Дж.Д. Аллювиальные отложения// Обстановки осадконакопления и фации. Т. 1. М.: Мир, 1990. С. 33-84.

83. Колман Р.Г. Офиолиты. М.:Мир, 1979. 261 с.

84. Кориковский С.П. Контрастные модели проградно-ретроградной эволюции метаморфизма фанерозойских складчатых поясов в зонах коллизии и суб-дукции. // Петрология, 1995. Т. 3. № 1. С. 45-63.

85. Коптева В.В. Гиалокластит-осадочная толща базальтового комплекса офиолитов Алая// Литология и полезные ископаемые, 1991. № 2. С. 53-67.

86. Коптев-Дворников B.C., Яковлева Е.Б., Петрова М.А. Вулканогенные породы и методы из изучения. М.: Недра, 1967. 331 с.

87. Коссовская А.Г., Тучкова М.М. К проблеме минералого-петрохимической классификации и генезиса песчаных пород // Литология и полезные ископаемые, 1988. №2. С. 8-24.

88. Котельников Д.Д., Конюхов А.И. Глинистые минералы осадочных пород. М.: Недра, 1986. 247 с.

89. Краснов В.И., Ротанов Л.С. Стратиграфия девонских отложений центральной части Южно-Минусинской впадины // Местные и региональные стратиграфические подразделения в практике геологического изучения Сибири. Новосибирск, 1992. С.47-58.

90. Крашенинников Г.Ф. Биогенная осадочная дифференциация // Бюлл. МОИП. Отд. геологии., 1986. Т. 61. № 1. С. 115-126.

91. Кузьмин М.И., Гордиенко И.В., Альмухамедов А.И. Офиолиты Джидинской зоны каледонид (Юго-Западное Забайкалье) // Доклады РАН, 1994. Т. 337. № 5. с. 637-641.

92. Кэри С., Сигурдсон X. Модель вулканогенной седиментации в окраинных бассейнах // Геология окраинных бассейнов. М.: Мир, 1987. С. 65-101.

93. Лазько Е.Е. Твердая кора океанов (проект "Литое"). Тр. ГИН АН СССР. Вып. 414. М.: Наука, 1987. С. 27-38.

94. Левенко А.И. Девон центральной и южной Тувы. М.: Изд-во АН СССР, 1960. 158 с.

95. Леонов М.Г. Олистостромы в структуре складчатых областей. Тр. ГИН АН СССР. Вып. 344. М.: Наука. 1981.166 с.

96. Лепезин Г.Г., Хлестов В.В. Минералогические критерии для оценки характера и масштабов деформаций // Тектоника и метаморфизм. Тезисы докладов. М.: Ротапринт ГИН РАН, 1994. С. 96-99.

97. Лидер М.Р. Седиментология. М.: Мир, 1986. 440 с.

98. Лисицын А.П. Лавинная седиментация и перерывы в осадконакоплении в морях и океанах. М.: Наука, 1988. 309 с.

99. Литвиновский Б.А., Посохов В.Ф., Занвилевич А.Н. Новые Rb-Sr данные о возрасте позднепалеозойских гранигоидов Западного Забайкалья // Геология и геофизика, 1999. Т. 40. № 5. С. 694-702.

100. Логвиненко Н.В., Орлова Л.В. Образование и изменение осадочных пород на континентах и в океане. Л.: Недра, 1987. 237 с.

101. Логвиненко Н.В., Сергеева Э.Н. Методы определения осадочных пород. Л.: Недра. 1986. 240 с.

102. Магматические горные породы. Классификация, номенклатура, петрография / Андреева Е.Д., Баскина В.А., Богатиков О.А. и др. М.: Наука, 1985. 768 с.

103. Магматические горные породы. Эволюция магматизма в истории Земли/ Богатиков О.А., Богданова С.В., Борсук A.M. и др. М.: Наука, 1987. 438 с.

104. Магматические горные породы. Ультраосновные породы / Богатиков О.А., Васильев Ю.Р., Дмитриев Ю.И. и др. М.: Наука, 1988. 508 с.

105. Макдональд Г. Вулканы. М.: Мир, 1975. 430 с.

106. Макрыгина В.А. Герхимия регионального метаморфизма и ультраметаморфизма умеренных и низких давлений. Новосибирск: Наука, 1981. 200 с.

107. Малеев Е.Ф. Вулканогенные обломочные горные породы. М.: Недра, 1977.213 с.

108. Мейн С.В. Основы палеоботаники. М.: Недра, 1987. 403 с.

109. Мигунов JI.B. Инфильтрационная зональность надсолевых толщ. СПб.: Наука, 1994. 150 с.

110. Моссаковский А.А., Руженцев С.В., Самыгин С.Г., Хераскова Т.Н. Центрально-Азиатский складчатый пояс: геодинамическая эволюция и история формирования // Геотектоника, 1993. № 6. С. 3-33.

111. Налетов П.И. Стратиграфия центральной части Бурятской АССР. М.: Госгеолтехиздат, 1961. 280 с.

112. Налетов П.И. Интрузивные породы центральной части Бурятской АССР. М.: Госгеолтехиздат, 1962. 149 с.

113. Налетов П.И., Шалаев К.А., Деуля Т.Т. Геология Джидинского рудного района / Тр. Вост. Сибирского геол. Управления. Иркутск: Иркутское областное изд-во, 1941. 282 с.

114. Наумов В.А. Оптическое определение компонентов осадочных пород (справочное пособие). М.: Недра, 1989. 347 с.

115. Наумова С.Н. Спорово-пыльцевые комплексы верхнего девона Русской платформы и их значение для стратиграфии // Тр. Инст-та Геол. Наук Сер. Геол. М.: Изд-во АН СССР, 1953. Вып.143. 199 с.

116. Неберикутина JI.H., Минина О.Р. Возраст урминской толщи Южного Прибайкалья на основе изучения микрофоссилий // Пределы точности биостратиграфической корреляции. Тр. XXXVI сессии ВПО. JL: Наука, 1992. С. 23-26.

117. Неелов А.Н. Петрохимическая классификация метаморфизованных осадочных и вулканических пород. JL: Наука, 1980. 103 с.

118. Новожилов Н. Двустворчатые листоногие девона // Тр. ПИН АН СССР. Т. 81. М.: Изд-во АН СССР, 1961. 168 с.

119. Обручев С.В. Тектоника Западной части Саяно-Байкальской каледонской складчатой зоны // Докл. АН СССР, 1949. Т. 68. № 5. С. 905-908.

120. Павловский Е.В. Геологическая история и геологические структуры Байкальской горной области // Тр. Ин-та геол. Наук АН СССР. Вып. 99. М.: Изд-во АН СССР, 1948. 174 с.

121. Паталлаха Е.И. Тектонофациальный анализ складчатых сооружений фа-нерозоя. М.: Недра, 1985. 168 с.

122. Петтиджон Ф.Дж. Осадочные породы. М.: Недра, 1981. 751 с.

123. Петтиджон Ф.Дж., Поттер П., Сивер Р. Пески и песчаники. М.: Мир. 1976.536 с.

124. Практическая палиностратиграфия. JL: Недра, 1990. С.15-122.

125. Практическая стратиграфия. JI.: Недра. 1984. 320 с.

126. Раскатова Л.Г. Спорово-пыльцевые комплексы среднего и верхнего девона юго-восточной части Центрального девонского поля. Ворнеж: Изд-во Воро-нежск. ун-та, 1969. 160 с.

127. Резницкий Л.З., Сандомирова Г.П., Пахольченко Ю.А., Кузнецова С.В. Rb-Sr возраст слюдянских флогопитовых месторождений (Южное Прибайкалье)//Доклады РАН. 1999. Т. 367. № 1. С. 105-107.

128. Рейнек Г.-Э., Сингх И.Б. Обстановки терригенного осадконакопления. М.: Недра, 1981.439 с.

129. Ржонсницкая М.А. Девонские отложения главнейших разрезов Сибири и их корреляция с девоном Европы // Советская геология, 1962. № 10. С. 16-27.

130. Рипп Г.С. Геохимия эндогенного оруденения и критерии прогноза в складчатых областях. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1984. 192 с.

131. Ритман А. Вулканы и их деятельность. М.: Мир, 1964. 437 с.

132. Родионова Г.Д., Умнова В.Т. Колебания уровня девонского моря в Московском бассейне // Стратиграфия. Геологическая корреляция, 1997. Т. 5. № 2. С. 21-28.

133. Руженцев С.В., Моссаковский А.А. Геодинамика и тектоническое развитие палеозоид Центральной Азии как результат взаимодействия Тихоокеанского и Индо-Атлантического сегментов Земли // Геотектоника, 1995. № 4. С. 2947.

134. Рухин Л.Б. Основы литологии. Л.: Недра, 1969. 703 с.

135. Салоп Л.И. Геология Байкальской горной области. T.I. Стратиграфия. М. : Недра, 1964. 516 с.

136. Селлвуд Б.У. Мелководные морские карбонатные обстановки // Обстановки осадконакопления и фации. Т.2 М.;Мир, 1990. С. 7-73.

137. Селли Р. Древние обстановки осадконакопления. М.: Недра, 1989. 294 с.

138. Сергеева Л.А. Микрофитофоссилии верхнего девона Днепрово-Донецкой впадины. Киев: Наукова Думка, 1979. 148 с.

139. Силантьев С.А. Метаморфизм в современных океанических бассейнах // Петроглогия, 1995. Т. 3. № 1. С. 24-36.

140. Силантьев С.А. Метаморфические преобразования пород океанической коры II Минеральные преобразования пород океанического субстрата. М.: Наука, 1981. С. 120-127.

141. Симонов В.А., Добрецов Н.Л., Буслов М.М. Бонинитовые серии в структурах Палеоазиатского океана // Геология и геофизика, 1994. Т. 35. № 7-8. С. 182-199.

142. Симанович И.М. Кварц песчаных пород. М.: Наука, 1978. 154 с.

143. Слюдянский кристаллический комплекс / Васильев Е.П., Резницкий Л.З., Вишняков В.Н., Некрасова Е.А. Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние. 1981. 198 с.

144. Смолянский Е.Н. Основные черты тектоник Джидинского района // Материалы по геологии рудных месторождений Прибайкалья. Иркутск, 1963. С. 140-159.

145. Соболев Р.Н., Фельдман В.И. Методы Петрохимических пересчетов горных пород и минералов. М.: Недра, 1984. 224 с.

146. Стоу Д.А. Морские глубоководные терригенные отложения // Обстановки осадконакопления и фации. T.l. М.: Мир, 1990. С. 141-194.

147. Стратиграфические и палеонтологические исследования в Белоруссии. Минск: Наука и техника, 1978. 248 с.

148. Стратиграфия СССР. Девонская система. Кн.1. М.: Недра, 1973. 520 с.

149. Структурная геология и тектоника плит. Т.З. Тектоника плит, мантийные плюмы и образование магм. Под ред. К. Сейферта. М.:Мир, 1991. С.72-156.

150. Тейлор С.Р., Мак Леннон С.М. Континентальная кора, ее состав и эволюция. М.: Мир, 1988. 384 с.

151. Тектоническая расслоенность литосферы и региональные геологические исследования / А.А. Белов, B.C. Буртман, В.П. Зинкевич и др. М.: Наука, 1990. 293 с.

152. Типовые разрезы пограничных отложений среднего и верхнего девона, франского и фаменского ярусов окраин Кузнецкого бассейна. (Материалы V выездной сессии комиссии МСК по девонской системе, Кузбасс, 16-29 июля 1991 г.). Новосибирск, 1992. 136 с.

153. Томуртогоо О. Офиолиты и формирование складчатых областей Монголии. Автореферат. докт. дисс. М.: Изд-во ГИН АН СССР, 1989. 59 с.

154. Умнова В.Т., Родионова Г.Д. Стратиграфия и палинологическая характеристика девона центральных районов Русской платформы // Стратиграфия и палеонтология девона, карбона и перми Русской платформы. Л.: ВСЕГЕИ, 1991. С. 47-53.

155. Федоровский B.C., Владимиров А.Г., Хаин Е.В., Каргаполов С.А., Гиб-шер А.С., Изох А.Э. Тектоника, метаморфизм и метаморфизм коллизионных зон каледонид Центральной Азии // Геотектоника. 1995. № 3. С. 3-22.

156. Фербридж P.P. Карбонаты и эвапориты // Проблемы палеоклиматологии. М.: Мир, 1968. С. 258-308. ,, ,

157. Филимонов А.В., Минина О.Р., Неберекутина Л.Н. Урминская толща ' эталонный стратон верхнего девона Западного Забайкалья // Вестник Воронежского Гос. университета. Серия геологическая, 1999. № 8. с. 46-57.

158. Фишер Р.В. Субаквальные вулканокластические породы // Геология окраинных бассейнов. М.: Мир, 1987. С. 9-51.

159. Фролов В.Т. Генетическая типизация морских отложений. М.: Недра. 1984. 277 с.

160. Хаин В.Е., Михайлов А.Е. Общая геотектоника. М.: Недра. 1985. 326 с.

161. Халфин Л.Л. Проблемы стратиграфии среднего и верхнего палеозоя Сибири. М.:Наука, 1981. 135 с.

162. Ханчук А.И., Кемкин И.В., Панченко И.В. Геодинамическая эволюция Сихотэ-Алиня и Сахалина в палеозое и мезозое // Тихоокеанская окраина Азии. Геология. М.: Наука. 1989. С. 218-254.

163. Хворова И.В. Терригенные обломочные отложения океанов и некоторых морей // Литология и полезные ископаемые, 1978. № 4. С.3-24.

164. Хворова И.В., Руженцев С.В. Сравнение отложений палеозойских геосинклиналей, современных краевых морей и океанов. Сллбщение 1. Отложения краевых морей и смежных участков океана И Литология и полезные ископаемые. 1986. №5. С. 3-15.

165. Хворова И.В. Фации подводных гравититов // Генезис осадков и фундаментальные проблемы литологии. М.: Наука, 1989. С. 51-55.

166. Хворова И.В. Седиментация вулканогенного обломочного материала // Геосинклинальная и океанская седиментация и вулканизм (сравнительная характеристика). Тр. ГИН АН СССР. Вып. 396. М.: Наука, 1984. С.37-55.

167. Хворова И.В., Градусов Б.П., Ильинская М.Н. Гиалокластиты и некоторые особенности их преобразования // Литология и полезные ископаемые, 1974. №3. С. 130-143.

168. Хераскова Т.Н., Ильинская М. Н., Лувсанданзан Б. Венд-нижнепалеозойские формации каледонид Северной Монголии // Раннегеосинк-линальные формации и структуры./ Тр. ГИН АН СССР. Вып. 417. М.: Наука, 1987. С. 67-99.

169. Хэллем Э. Интерпретация фаций и стратиграфическая последовательность. М.: Мир. 1985. 326 с.

170. Чибрикова Е.В. Возраст и расчленение зилаирских отложений Урала // Стратиграфия, региональная геология и тектоника. 1997. № С.31-35.

171. Чистяков А.А., Кузнецов Ю.Я., Шолохов В.В., Улицкий Ю.А., Носова О.М. Структурная геоморфология континентальных окраин. М.: Недра. 1983. 213 с.

172. Шалаев К.А. Геологический очерк района среднего течения р. Джиды / Тр. Восточно-Сибирского геолого-гидро-геодезического треста. Вып. 15. Ново-сибирск-М.-Л.-Грозный: Гос. научн.-технич. изд-во, 1935. 47 с.

173. Шафеев А.А. Докембрий Юго-Западного Прибайкалья и Хамар-Дабана (стратиграфия и метаморфизм). Авторефереат диссертации на соисткание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук. Иркутск. 1967.30 с.

174. Шафеев А.А. Докембрий Юго-Западного Прибайкалья и Хамар-Дабана. Стратиграфия и метаморфизм. М.: Наука, 1970. 179 с.

175. Шванов В.Н. Петрография песчаных пород (компонентный состав, систематика и описание минеральных видов). Л.: Недра. 1987. 268 с.

176. Шванов В.Н., Трифонов Б.А. Вертикальные ряды петрографических видов песчаных пород как индикаторы геодинамических обстановок // Известия высших учебных заведений. Геология и разведка, 1997. № 5. С. 42-50.

177. Шенгёр А.М.Дж., Натальин Б.А., Буртман B.C. Тектоническая эволюция алтаид // Геология и геофизика, 1994. № 7-8. С.41-58.

178. Шрейбер Б.Ш., Таккер М.Е., Тилла Р. Побережья аридных зон и эвапо-риты // Обстановки осадконакопления и фации. Т. 1. М.: Мир, 1990. С. 232-279.

179. Штейнберг Д.С., Чащухин И.С. Серпентинизация ультрабазитов. М.: Наука, 1977. 312 с.

180. Шутов В.Д. Классификация песчаников // Литология и полезные ископаемые, 1967. № 5. С. 86-103.

181. Шутов В.Д. Классификация терригенных пород и граувакк // Граувакки. Тр ГИН АН СССР. Вып. 238. М.: Наука, 1972. С. 9-24.

182. Эллиотт Т. Дельты // Обстановки осадконакопления и фации. Т. 1. М.: Мир, 1990а. С. 144-191.

183. Эллиотт Т. Побережья с терригенной седиментацией // Обстановки осадконакопления и фации. Т. 1. М.: Мир, 19906. С. 192-231.

184. Юркова P.M. Минеральные преобразования офиолитовых и вмещающих вулканогенно-осадочных комплексов северо-западного обрамления Тихого океана. Тр. ГИН АН СССР. Вып. 464. М.: Наука, 1991. 165 с.

185. Юркова P.M., ДрицВ.А., Соколов С.Д. Типы серпентинитов и стадийных процессов серпентинизации в зонах деструкции океанической коры // Магматические и метаморфические породы океанической коры. М.: Наука, 1983. С. 168185.

186. Язмир М.М., Далмагов Б.А., Язмир И.К. Атлас фауны и флоры палеозоя и мезозоя БурАССР. Палеозой. М.: Недра. 1974. 183 с.

187. Япаскурт О.В. Литогенез в осадочных бассейнах миогеосинклиналей. М.: Изд-во МГУ, 1990. 151 с.

188. Ярмолюк В.В., Коваленко В.И., Котов А.Б., Сальникова Е.Б. Ангаро-Витимский батолит: к проблеме геодинамики батолитообразования в Цен-тральноазиатском складчатом поясе // Геотектоника, 1997. № 5. С. 18-22.

189. Aitchison J.C., Landis С.А. Sedimentology and tectonic setting of the late permien early triassic Stephens subgroup Southland, New Zeland: an island arc-derived mass flow apron // Sedimantary Geology, 1990. V. 68. P.55-74.

190. Alexander J., Nichols G.J. The origins of marine conglomerates in the Pindus foreland basin Greece // Sedimantary Geology, 1990. V.66. P.243-254.

191. Bhatia M.K. Plate tectonics and geochemical composition of sandstones // Journal of Geology, 1983. V. 91. № 6. P. 611-627.

192. Biermanns L. A short note on the terms "dolerit" and "high-silica dolerit", and their delimitations basltic-andesitic and gabbroic-dioritic rocks // Ofioliti, 1995. V.20(2). P. 43-53.

193. Blatt H., Middleton G., Murray R. Origin of sedimentary rocks. 2nd edition. Prentice-Hall, New Jersey. 1980. 782 p.

194. Boni M., Iannace A., Pierr C. Stable-isotope composition of lower cambrien Pb-Zn-Ba deposits and their host carbonates, south-western Sardinia // Chemical Geology, 1988. V. 72. P. 267-282.

195. Boothroyd J.C. Coarse-grained sedimentation on a braided outwash fan, Northeast Gulf of Alaska // Tech. Rep. No 6. Coastal Research Division U. of South Carolina.Columbia, 1972. P. 127.

196. Braithwaite C.J.R. Displacive calcite and grain breakage in sandstones // Journal of Sedimentary Petrology, 1989. V. 59. № 2. P. 258-266.

197. Bridge J.S. Description and interpretation of fluvial deposits: a critical perspective.// Sedimentology, 1993. V. 40. P. 801-810.

198. Carlisle, D. Pillow breccias and their aquagene tuffs, Quadra Island, British Columbia// Journal of Geology, 1963. V. 71. №: 1. P. 48-71.

199. Dickinson, W.R.,, Interpreting detrital modes of graywacke and arkose // Journal Sedimentary Petrology, 1970. V. 40. P. 695-707.

200. Dickinson W.R., Suczek C.A. Plate tectonics and sandstone composition // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1979. V. 63. P. 2164-2182.

201. Dickinson W.R., Valloni R. Plate setting and provenance of sand in modern ocean basins // Geology, 1980. V. 8. P. 82-86.

202. El Tabakh M., Grey K., Pirajno F., Schreiber B. Pseudomorphs after evapori-tic mintrals interbedded with 2.2 Ga stromatolites of the Yerrida basin, Western Australia: origin and significance // Geology, 1999. V. 27. № 10. P. 871-874.

203. Gordienko I.V. Geodynamic evolution of the Central-Asian and Mongol-Okhotsk fold belts and formation of the endogenic deposits // Geosciences Journal, 2001. V.5. № 3. P. 233-241.

204. Gordienko I.V., Bayanov V.D., Kuzmin M.I. et al. Paleooceanic complexes of the Dzhida caledonide zone (South-Western Transbaikalia) // Report № 4 of the IGCP Project 283: Geodynamic evolution of Paleoasian ocean. Novosibirsk:

205. UIGG&M ofRAS, 1993. P. 70-72.

206. Goudie A. Duricrasts in tropical and subtropical landscapes. Oxford: Clarendon Press, 1973. 174 p.

207. Hess R Silica diagenesis: origin of inorganic and replacement cherts // Earth-Science Review, 1989. V.26. № 4. p. 253-284.

208. Heward A.P. A review of wave-dominated clastic shorelane deposits // Earth-Science Rewiev, 1981. V. 17. P. 223-276.

209. Halls C., Zhao R. Listvenite and related rocks: perspective on terminology and mineralogy with referance to an occurence at Ciegganboum Co. Mayo, Repablic of Ireland // Mineralium deposita, 1995. V. 3/4. P. 303-313.

210. Mc Birney A.R. Factors governing the nature of submarine volcanism // Bull. Volcano logy , 1963. V. 26. P. 455-469.

211. McGreg G. Exeptions to the relationship between plate tectonics and sandstone compositon //Journal Sedimentary Petrology, 1984. V. 54. № 1. P.212-220.

212. McLennan, S. M., Taylor, S. R. and McGregor, V. R. Geochemistry of Ar-chean metasedimentary rocks from West Greenland // Geochimica et Cosmochimica Acta, 1984. V. 48, p. 1-13.

213. Miall A.D. Alluvial deposits // Facies models:response to sea-level change./ R.G. Walker, N.P. James (ed.). Geological Association of Canada, 1992. P. 119-142.

214. Mutti E. Distinctive thin-bedded turbidite facies and related depositional envi-ronements in the Eocene Hecho Group (southcentral Pyrenees, Spain) // Sedimentol-ogy, 1977. V. 24. P. 107-131.

215. Mutti E., Ricci Lucchi F. Turbidites of the northern Apennines: introduction to facies analysis // International Geology Review, 1972. Y.20. P. 125-166/

216. Mutti E., Normark W.R. Comparing examples of modern and ancient turbidite systems: problems and concepts // Marine Clastic Sedimentology, Concepts and Case Studies. Graham & Trotman Limited, London Hardbound, 1987 . P. 1-38.

217. Mykura W. Old Red Sandstone // Geology of Scotland / G.Y. Graig (ed). Edinburgh: Scottish Academic Press, 1983. P. 205-252.

218. Myrow P.M. A new graph for understanding color of mudrocks and shales // Journal Geological Education, 1990. V.38. № 1. P. 16-20.

219. Normark W.R. Growth patterns of deep sea fans // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1970. V.54. P. 2170-2195.

220. Park R. A note on the significance of lamination in stromatolites // Sedimentology, 1976. V. 23. P.379-393.

221. Potter P.E. South American modern beach sand plate tectonics // Nature, 1984. V.311.P. 645-648.

222. Reading H.G., Richard M. Turbidite, systems in deep-water basin margins classificated by grain size and feeder system // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1994. V. 78. №5. P. 792-822.

223. Schmincke H.U. Magmatic evolution, tectonic regime in the Canary, Madeira, and Asores Island groups // Geol. Soc. America Bull., 1973. V. 84. P. 633-648.

224. Selley R.C. An introduction to sedimentology. London: Academic Press LTD, 1982.417 р.

225. Shanmugam G. 50 years of turbidite paradigm (1950s-1990s): deep-water processes and facies models a critical perspective // Marine and Petroleum Geology, 2000. V. 17. P. 285-342.

226. Shanmugam G., Spalding T.D., Rofheart D.H. Process sedimentology and reservoir quality of deep-marine bottom-current reworked sands (sandy conturites): an example from the Gulf of Mexico // Amer. Assoc. Petrol. Geol. Bull., 1993. V. 77. 1241-1259.

227. Shanmugam G., Moiola R.J. Submarine fan model: problems and solutions // Submarine fans and related turbidite systems. New-York: Springer-Verlag, 1985. P. 29-34.

228. Shanmugam G., Moiola R.J., McPherson J.G., (TConnell S. Comparison of turbidite facies associations in modern passiv-margin Mississipi fan with ancient active-margin fans // Sedimentery Geolody, 1988. V. 58. P.63-77.

229. Stell R.G., Thomson D.B. Structures and textures in Triassic braided stream conglomerates ("Bunter" Pebble Beds) in the Sherwood Sandstone Group, North Staffordshire, England. // Sedimentology, 1983. V. 30. P. 341-367.

230. Stix J. Subaqueous, intermediate to silicic-composition explosive volcanism, a review // Earth-Science Review, 1991. V. 31. № 1. P. 21-53.

231. Stow D.A. Lavrentian fan: morphology, sediments, processes and growth pattern // Amer. Assoc. Petrol.Geol. Bull., 1981. V. 65. P. 375-393414

232. Strother P.K., Al-Hajri S., Traverse A. New evidance for land plants from the lower Middle Ordovician of Saudi Arabia // Geology, 1996. V. 24. № 1. P. 55-58.

233. Stow D.A.V, Shanmugam G. Sequence of structures in fine-grained tur-bidites: comparison of recent deep-see and ancient flysch sediments // Sedimentary Geology, 1980. V. 25. P. 23-42.

234. Todd S.P. Strim-driven, high-density grevelly traction carpet: possible deposits in Trabeg conglomerete formation, SW Ireland and some theoretical consideratins of their origin // Sedimentology, 1993. Y. 36. P. 513-530.

235. СФЗ Стратон, толща, комплекс Геодинамическая ) типизация Фациальная типизация, обстановки седиментации Автор1 2 3 4 5

236. Слюдянская толща Морские глинисто-мергелисто-карбонатно-кремнистые осадки Налетов, 1961, с. 40.

237. Слюдянская подсерия Формации дофлишевого периода формирования геосинклинали Осадки карбонатные, мергели, мергелистые глины Шафеев, 1970, с. 157

238. Низы темник-ской толщи Морские глинисто-мергелисто-карбонатно-кремнистые осадки Налетов, 1961, с. 40.

239. Зунмуринско-Темникская зона Формации мио геосинклинали Булгатов, 1983.

240. Хамардабанская серия Островодужные (задуговые бассейны) образования. Терригенные осадки Беличенко и др., 1994, с.32

241. Хамардабанская серия Зунму-ринского CP Пассивная окраина за-дугового активноокра-инного бассейна Терригенные и терриген-но-карбонатные отложения шельфа и континентального склона Кузьмин и др., 1995

242. Биту- Джидинская зона Эвгеосинклинальные формации (с вулканитами) Булгатов, 1983

243. Битуджидин-ская свита Континентальное подножье или осадочная терраса перед дугой Зоненшайн и др., 1990, с. 242

244. Хамардабан-ская серия Формации окраинного бассейна Конников и др., 1994

245. Ддидинская Хохюртовская свита Покровный комплекс включающий островодужные вулканиты, осадки и олистостромы Зоненшайн и др.,1990, с. 242

246. Хохюртовская свита Интрагеосинклиналь. Вулканизм на фоне глинистого и карбонатного осадконакопления. Карбонатные породы в рифах на мелководье. Периодические осушения (грубообломочные отложения) Налетов, 1961, с. 120121

247. Джидинская свита Интрогеоантиклиналь-ные условия Мелководные условия с частыми колебаниями уровня моря Налетов, 1961, с. 122

248. Джидинская свита Флиш (мелководные условия с частыми малоамплитудными колебаниями уровня моря) Е.М. Багада-ев, 1962-64

249. Джидинская свита Флишоидная формация, флишевая стадия развития эвгеосинкли-нали Мелководноморская в краевых частях прогибов и относительно глубоководная в их центре Беличенко, 1969, с. 130131

250. Джидинская свита Флиш Зоненшайн и др., 1990, с. 242

251. Джидинская свита Флишоидная толща, накапливавшаяся в период зрелости окраиинного задугового бассейна Кузьмин и др., 1995;1999