/
Похожие
Текст
Министерство геологии СССР
ДАЛЬНЕВОСТОЧНОЕ ТЕРРИТОРИАЛЬНОЕ ГЕОЛОШЧЕСКОЕ УПРАВЛЕНИЕ
ГОСУДАРСТВЕННАЯ
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ
КАРТА' СССР
масштаба 1;200 ООО
Серия Хингано-Буреинская
Лист М-52-У1
ОБЪЯСНИТЕЛЬНАЯ ЗАПИСКА
Составил В.Е.Чепнгин
Редактор В.К.Цутинцев
Утверждено Научно-редакционным советом ВСЕГЕИ
28 ноября 1974 г., протокол J* 27
Москва 1979
Содержание
Стр.
Введение ....................... ..... 3
Геологическая изученность ..... 6
Стратиграфия .. ................ ..... 8
Интрузивные образования ...............24
Тектоника ..... ...................... 50
Геоморфология..........................55
Полезные, ископаемое ..................59
Подземные воды ........................70
Оценка перспектив района ...... 74
Литература ............................77
Список проявлений полезных ископаемох 80
ВВЕДЕНИЕ
Территория листа М-52-У1 охватывает бассейн р.Исн, верхних
течений рек Кивили, Ульма, Туюн и ограничена координатами 51°20’-
52°00’ с.ш., 131°00’-132°00 в.д. Административно северная часть ее
относится к Селемджинскому, юго-западная - к Мазановскому районам
Амурской области, юго-восточная - к Верхнебуреинскому району Хаба-
ровского края РСФСР.
Главная орографическая единица - хр.Турана протягивается с юга
на север через центр площади района. Хребет Тирана и его восточные
отроги (хр.Снежный, Водораздельный) представляют собой оредневысот-
ную горную область с абсолютными отметками вершин 900-1153 м и от-
носительными превышениями 250-280 м. Склоны водоразделов здесь кру-
тые, покрытые крупноглнбовыми осыпями, вершины гор резко очерчен-
ные, увенчанные скальными останцами, иногда в верхней части упло-
щенные.
К западу от хр.ТУрана рельеф становится нгзкогорннм, сильно
расчлененным, с абсолютными отметками вершин 400-900 м и относи-
тельными превышениями их над днищами долин 100-200 м. Для низко-
горья характерны сглаженные формы водоразделов, меньшая крутизна
(до 15°) их склонов и куполовидная форма вершин. В низовьях рек
Дягдагле, Бол.и Мал.Куваку и Федькин Ключ низкогорье постепенно
сменяется пологими увалами о абсолютными высотами 320-450 м и отно-
сительными превышениями 20-60 м. На увалах кое-где наблюдаются
островерхие крутосклонные оопочки - денудационные останцы. Склоны
увалов часто заболочены и пересечены балкообразными долинами ручь-
ев.
Низовья рек Иса и Исикан представляют собой сильно заболочен-
ную равнину с большим количеством зарастающих озер. Изолированные
участки выположенного и равнинного рельефа наблюдаются и в горной
части территории (верховья р.Лев.Ульма и руч.Озерный, низовья рек
Амган и Алломот, междуречье Тексика-Эльгакаи). В пределах этих
участков долины рек расширяются, русла меандрируют, склоны заболо-
чены.
Речная сеть распределена в районе равномерно. На восточных
склонах хр.Турана берут начало реки Кивали, Иеиемна, Бол.Аимка и
Туюн, относящиеся к оиотеме р.Бурея, на западных склонах - реки
Ульма, Иса, Исикан и их притоки, принадлежащие бассейну р.Селевд-
жа. Все они, за исключением р.Иса, имеют горный характер.
Наиболее протяженная и полноводная - р.Тугн в среднем течении
имеет ширину русла 60-75 м. глубину на перекатах 0,5-1,5 м, глуби-
ну на плесах до 3,5 м. Русло ее дробится на протоки, изобилует остро-
вами. Реки Ульма, Тексика, Бол.Аимка местами протекают в каньоно-
образных долинах шириной 20-35 м. Борта долин на отдельных участках
обрывистые и труднодоступные. Русла загромождены гигантскими глы-
бами и содержат множество протяженных перекатов. В периоды летних
паводков эти реки становятся преградой для передвижения. Во время
дождей подъем уровня вод в них происходит быстро - до 3 м в сутки.
В засушливые периоды они быстро мелеют.
Иной характер имеет р.Иса, протекающая по равнинной местности.
Долина ее здесь широкая (до 3-4 км), берега заболочены. В паводки
вода затопляет большие пространства низкой и высокой пойм, что при-
водит к частичной перестройке русла и появлению новых проток. Для
лесоспалава все реки района непригодны. В длинах рек Иса, Туюн, на
участках расширений долин рек Ульма, Кивили, на поверхностях поло-
гих увалов в междуречьях Иса-Исикан и Тексика-Элгакан много эрози-
онных и термокарстовых озер длиной от 30 до 300 м, шириной до 60 м.
Уровень воды в них колеблется в зависимости от количества осадков.
Климат района резко континентальный. Зимы здесь суровые, мороз-
ные с преимущественно ясной погодой, лето умеренно теплое, но в от-
дельные годы бывает жаркое и оухое, или, напротив, прохладное и
дождливое. Среднегодовая температура воздуха минус 4° с минимумом
в январе (-50°) и максимумом в июле (+34°). Весна наступает в апре-
ле. В конце апреля - начале мая в долинах и на склонах южной экспо-
зиции стаивает снег,вскрываются реки.В конце августа дневные темпе-
ратуры снижаются до 12°. в конце сентября в горах временами вы-
падает снег. Устойчивый снежный покров образуется в конце октября.
В конце октября - начале ноября замерзают реки и озера. Среднегодо-
вое количество осадков 640-650 мм, из них 60% выпадает в летние
месяцы, что затрудняет проведение полевых работ. Отрицательные
среднегодовые температуры обусловливают наличие многолетней мерзло-
ты, которая способствует заболоченности и осложняет проходку горных
выработок. Климатические особенности района позволяют проводить по-
левые работы с начала июня по конец сентября.
Растительность типична для горно-таежной местности умеренных
широт. На гольцовых вершинах распространены мхи и лишайники - ре-
ликтовые островки горной тундрн. Нередко вершины и склоны водораз-
делов покрыты труднопроходимыми зарослями кедрового стланика и ер-
ника. Гипсометрически ниже, на склонах средпегорных хребтов и на
участках низкогорья,распространены лиственничные леса,которые занима-
ют склоны любой экспозиции и крутизны.На участках старых горельников
встречаются березовые рощи и смешанные леса. На поверхностях поло-
гих увалов и надпойменных террао, где на почве развит сплошной мохо-
вой покров, произрастает редкостойный угнетенный лиственничный лес.
На сухих речках, по берегам озер и вдоль уступов речных террас
встречаются лиственничные боры или смешанные леса с преобладанием
березы. Густые высокоствольные леса по берегам рек Туюн, Кивили и
Бол.Аимка, не пострадавшие от пожаров, могут служить источником
получения деловой древесины.
Район не населен и экономически не освоен. Ближайшие населен-
ные пункты - пос.Бысса и ст.Ургал Амурской ж.д. расположены соот-
ветственно в 70 км к северо-западу и 60 км к юго-воотоку от его
границ. Из пос.Бысса до него можно проехать на вездеходе, а в
среднюю воду - на моторной лодке по р.Исе (до устья р.Куваку). В
остальных случаях связь района с внешним миром может поддерживать-
ся только вертолетом. Естественными посадочными площадками для вер-
толетов служат валунно-галечниковые косы по крупным рекам. В зим-
нее время удобна транспортировка по санным дорогам, которые можно
проложить по долинам крупных рек, а на участках сужения долин - не-
посредственно по руслам. В районе имеются торные тропы по берегам
рек Иса и Туюн, которые летом пригодны для прохождения вьючных ло-
шадей. Старые заброшенные звериные тропы, имеющиеся в долинах боль-
шинства рек и крупных ручьев, могут быть использованы для грузо-
перевозок вьючными оленями.
Обнаженность территории очень неравномерная и в целом слабая.
Коренные выходы наиболее часто встречаются в протяженных скальных
обрывах по бортам рек и в виде останцов выветривания на водоразде-
лах, но абсолютное большинство их расположено в поле распростране-
ния позднепалеозойских и триасовых гранитоидсв. Геологическое кар-
тирование других комплексов приходится вести по элювиальным и де-
лювиальным обломкам, иногда с проходкой копуш. Для изучения разре-
зов стратифицируемых образование требуется проходка поверхностных
горных выработок.
ГЕОЛОГИЧЕСКАЯ ИЗУЧЕННОСТЬ
Удаленность территории листа М-52-У1 от транспортных магист-
ралей, в первую очередь от крупных рек, явились причиной того, что
геологическое изучение ее началось только в начале 40-х годов те-
кущего столетия.
В 1941 г. в бассейне средних течений рек Ниман и Туги, вклю-
чая окраинную восточную часть описываемой территории,проводили гео-
логическое картирование м-ба 1:200 000 В.В.Онихимовский и М.Г.Золо-
тов [18] . Ими впервые разработаны схемы стратиграфии, магматизма
и тектоники этого района, отмечено шлиховое золото по рекам Туюн и
Аимка, открыта россыпь касситерита по р.Ниман, показана генетичес-
кая связь олова с раннепалеозойокими пегматитами, а золото - кварце-
выми килами.
Обзорные поиски в районе продолжили А.А.Кириллов и Л.Б.Кривиц-
кий £11] , которые в 1943 г. шлиховым опробованием установили нали-
чие касситерита в аллювиии р.Кивили и рекомендовали бассейн сред-
него течения этой реки для постановки детальных поисковых работ.
В начале 50-х годов появляется-интерес к поискам россыпей зо-
лота к западу от хр.ТУрана. Организованная Нижне-Селемдхинским
прииском поисковая партия под руководством Н.П.Лобанова С15] в
I95I-I954 гг. выявила золотоносность р.Иса и ее левого притока -
р.Федькин Ключ, но из-за низких содержаний металла перспективы
опоискованннх площадей были оценены отрицательно. В 1953 г. в вер-
ховьях р.Ульмы маршрутные исследования проводил Д.А.Кириков [10] ,
материалы которого позднее были учтены С.А.Музылевнм 3 при состав-
лении геологической карты м-ба 1:1 000 000 листа М-52. Д.А.Кириков
отметил наличие в шлиховых пробах из аллювия рек Джалинда, Амудяга
и Лев.Ульма единичных зерен флюорита.
Обзорные поиски в бассейне р.Туюн возобновил в 1956 т. И.И.Ки-
зяковский [9] , выявивший спектрометаллометрические ореолы молибде-
на и олова в делювии. Детализацией этих ореолов годом позже зани-
мался Ф.И.Ковальский [12];который установил, что проявления молиб-
деновой и оловянной минерализаций в верховьях р.Этеркан и на лево-
бережье р.Корея связаны с грейзенизированннми позднепалеозойокими
гранитами и из-за малых параметров рудных тел практической ценнос-
ти не имеют.
В I960 г. В.Ф.Курочкин и Э.Г.Абиссалов [14] в бассейне рек Ке-
ра и Джалинда (правых притоков р.Ульмы) вели поиски редкометальных
пегматитов, но положительных результатов не получили. Не увенчались
успехом и обзорные поиски золота, предпринятые в I960-I96I гг.
Б.Т.Тишковым [21] в бассейне Кивили и Иеиемна, хотя слабая золото-
нооность аллювия этих рек была им подтверждена и на левобережье
Мал.Кивали были встречены обломки золотоносного жильного кварца.
В 1961 г. Н.К.Крутов [ 131 провел геологическую съемку и поиски
м-ба 1:50 000 в междуречье Туюн-Бол.Аимка. Он выделил в составе
трех свит нижнепротерозойские метаморфические порода, разделил на
две толщи (условно нижнекембрийокую и условно девонскую) метамор-
физованные вулканогенно-осадочные образования, расчленил интрузии
на средне- и позднепалеозойские, установил зараженность аллювия
рек касситеритом и шеелитом.
В 1963-1965 гг. территория листа М-52-Б была покрыта комплек-
сной геолого-гидрогеологической съемкой м-ба 1:500 000, проводимой
партией № 846 под руководством А.В.Селюнина и В.К.Путинцева [20]
Непосредственно на описываемой площади расчленение интрузивных
пород А.В.Селюнин и В.К.Путинцев произвели на основе широких со-
поставлений с другими, лучше изученными в то время, районами Бу-
реинского массива.
В геофизическом отношении территория изучена недостаточно.
Гравиметрическая съемка проведена на ней лишь в м-бе 1:1 000 000
[8]. Имеются карта аномального магнитного поля листа М-52-У1, со-
ставленная Л.И.Золотаревой [6] по результатам выполненной в 1958-
1959 гг. аэромагнитной съемки м-ба 1:200 000, а также аэромагнит-
ная и аэрогаммаметрическая карты м-ба 1:100 000, подготовленные
Г.Г.Игнатьевым и В.В.Фиженко [ 7] в итоге проведенной ими в I960 г
двухканальной самолетной аэрогеофизической съемки м-ба 1:25 000.
При анализе карты изолиний Д Т (рис.1) обращает на себя внимание
вытянутость магнитных полей разного знака в северо-восточном на-
правлении, которая отражает простирание основных структур района.
Повышенным положительным магнитным полем выделяются площадь раз-
вития нижнемеловых вулканогенных пород среднего состава, отдельные
массивы позднепалеозойских гранитов, тела раннепротерозойских габ-
броидов и позднепалеозойских (?) габбро-диоритов. На аэромагнитной
карте находят отражение разрывные нарушения, разграничивающие поро-
да с различными магнитными свойства:.®, а также глубинный разлом,
протягивающийся в северо-восточном направлении от верховьев Текси-
ки до р.Кивили.
Геологическое картирование и поиски м-ба 1:200 000 на террито-
рии проведены в 1969-1972 гг. автором совм°стно с геологами Е.И.Пум-
пяном, В.Н.Поповым, А.А.Дробышем и др. Эти материалы [23] положены
в основу публикуемых карт. При составлении геологической картн и
карты полезных ископаемых Листа М-52-У1 учтены также результаты
геологической съемки м-ба 1:50 000 в междуречье Тута - Бол.Аимка
[13 2, всех поисковых работ, геофизических исследований [6,7] ,
7
геологических съемок м-ба 1:200 000 на сопредельных площадях [ I,
2,17,22] и дешифрирования аэрофотоснимков м-бов 1:27 000 и 1:40 000
[23] . На аэрофотоснимках хорошо дешифрируются разрывные нарушения,
площади распространения четвертичных отложений, детали геоморфоло-
гического строения и фрагментарно - простирание метаморфических
пород, направление гнейсовидности допозднепалеозойских интрузий,
границы массивов позднепалеозойсстх и триасовых гранитоидов.
Государственная геологическая карта листа М-52-У1 полностью
увязана с подготовленными к изданию геологическими картами смежных
с севера[ 22] и запада [Г?] территорий, но не увязана с картами
Ю.П.Рассказова [ 4] для соседнего с юга (лист М-52-ХП) и В.А.Лырен-
ко [2]- соседнего с востока (лист М-53-1) районов. Причиной не-
сбивки с картой Ю.П.Рассказова явилось то, что он показал крупные
массивы позднепалеозойских лейкократовых (в современном понимании
триасовых) гранитов, ошибочно объединив их с лейкократовыми фация-
ми позднепалеозойских (% у РZ ) и раннепалеозойских катаклизиро-
ванных (J'jPZ^ ) гранитов. Неувязки с картой В.А.Дыренко менее
существенны. На левобережье р.Кивили им не были выделены ранне-
среднепалеозойские граниты и гранодиориты, залегающие среди ранне-
палеозойских катаклазированннх гранитов, а верхнепротерозойские
(?) вулканогенно-осадочные образования бассейна р.Туюн были услов-
но отнесены к среднему девону.
Все аналитические работы проведены в центральной опорной ла-
боратории ДВТГУ: спектральные анализы - А.И.Перминой и А.И.Журовой,
химические - Г.Г.Павлюченко, Г.Г.Сиговой и В.Л.Трусовым, палиноло-
гические - А.Л.Казачихиной и А.И.Мячиной, определения абсолютного
возраста пород - Т.К.Ковальчук.
Сведения с полезных ископаемых даны на карте по состоянию на
I января 1974 г.
СТРАТИГРАФИЯ
Стратифицируемые образования занимают около 15% территории
и разделены на нижнепротерозойские, верхнепротерозойские (?), ниж-
немеловые и четвертичные.
ПРОТЕРОЗОЙСКАЯ ГРУППА
Нижний протерозой
Амурская серия
Метаморфические породы в районе известны с 40-х годов [II.I8J.
длительное время возраст их считался архейским. Позднее геолого-
Рис.I. Карта изолиний Д Т
I - положительные; 2 - отрицательные; 3 - нулевые;
4 - точки экстремумов и их значения в миллизрстедах
съемочными работами, проведенными на сопредельной с востока терри-
тории f2j, было установлено, что эти образования сходны с нижне-
протерозойским комплексом пород, известным на юге Мал;Хинганя под
названием амурской серии, и так же, как там, имеют трехчленное де-
ление: нижняя часть разреза, представленная в основном биотитовыми
гнейсами и кварцитами,соответствует туловчихинской свите; средняя -
существенно амфиболитовая - дичунской свите; верхняя, в составе
которой преобладают различные (главным образом глиноземистые) крис-
таллические сланцы и гнейсн, - уральской свите. Поэтому стратигра-
фическая схема нижнего протерозоя Мал.Хингана'бнла распростргкена
на Притиранье, получила здесь признание и была принята при состав-
лении Государственных геологических карт м-ба 1:200 000 сопредель-
ных территорий [1,2,17,22] .Согласно этой схемы на территории лис-
та М-52-У1 метаморфические породы также отнесены к амурской серии
и разделены на две стратиграфические части, нижняя из которых со-
ответствует туловчихинокой свите, а верхняя - сопоставляется с
дичунской свитой. Аналоги урильской свиты не установлены.
Туловчихинская свита () распрост-
ранена незначительно, занимая около 60 км2. Наибольшие по площади
выходы ее шириной 1-4 км протягиваются на II км от правобережья
р.Бол.Куваку через верхнее течение р.Дягдагле до истоков последней.
Свита слагает здесь сводовую часть антиклинали северо-восточного
простирания и интрудирована разновозрастными гранитоидами, массивы
которых окружают ее с севера, востока и юга. К юго-западу и северо-
воотоку от среднего течения р.Бол.Куваку небольшие (1,5-3,5 км2)
ксенолиты свиты среди разновозрастных гранитоидов группируются в
широкую полосу северо-восточного и близмеридионального направлений.
Вторая прерывистая полоса распространения описываемых пород, подчер-
киваемая вытянутостью их отдельных крупных (0,5-5 км2) ксенолитов
и цепочковидным расположением мелких ксенолитов среди гранитоидов
имеет еще большую, чем предыдущая, ширину и протягивается от исто-
ков р.Тексика через верховье р.Туюн в бассейн рек Бол.Аимка и Ам-
ган-Макит. Изучение разрезов свиты затруднено не только плохой об-
наженностью, но еще и тем, что метаморфические породы в большинст-
ве своем подверглись рассланцеванию, направление которого не всегда
совпадает с их слоистостью, кристаллизационной сланцеватостью и
мигматизационной полосчатостью.
В верховьях р.Дягдагле нижние части видимого разреза тулов-
чихинской свиты представлены пачкой однообразных очковых биотитовых
гнейсов, прослеженной в береговых обнажениях и делювиальных свалах
на 5 км и имеющей мощность, без учета жильного гранитного материа-
ла, около 300 м.
Стратиграфически выше этой пачки, как установлено проходкой
горных выработок на левобережье р.Дягдаглеf23J , залегают*':
I .Гнейсы биотит-роговообманковые тонкополосча-
тые с прослоями (возможно, линзами) тонкосланцева-
тых темно-зеленовато-серых амфиболитов ............ 50
х) Здесь и далее разрезы дочетвертичных отложений приводятся
снизу вверх, мощности даются в метрах.
2. Гнейон роговообманково-биотитовые и биотит-
рсговообманковые переслаивающиеся; линзы сланцева-
тых амфиболитов и эпцдот-роговобманковнх кристалли-
ческих сланцев .................................. 70
3. Гнейсы роговообманковые с прослоями мощнос-
тью до I м биотитовнх плагиогнейсов и хранат-кварц-
биотитовнх кристаллических сланцев ................ 50
4. Гнейсы и плагиогнейсы двуслюдяные, биотито-
вые, хранат-биотитовые и кварц-биотитовне кристал-
лические сланцы, переслаивающиеся через 0,5-2,5 м
линзы мусковитохчх кварцитов ....................... 220
5. Гнейсы биотитовые и гранат-биотитовне тон-
ко- и грубополосчатые .............................. 120
6. Мраморы, иногда храфитсодержя'’гхе ..... 40
7. Гнейсы биотитовые и храфит-биотитовые о
прослоями мощностью до 0,2 м графитовых сланцев 20
Всего по разрезу 570 м.
Общая мощность по разрезу 870 м. Пачки б^отит-роговообмачко-
вых и роговообманковых гнейсов в I км к северо-востоку по прости-
ранию выклиниваются.
В верзи ..„.их р.Тексика (юг площади) свита представлена квар-
цитами, кварцито-гнейсами биститовнми., двуслвдяннми хранат-двуслю-
дяннми и кристаллическими сланцами кварц-биотитовыми, кварц-дауслю-
дяными, хранат-двуслюдяными, содержащими пачки мощностью 20-30 м
гнейсов биотит-роговообманковнх, линзы амфиболитов и прослои гра-
фитсодержащих сланцев. Микроскопическое изучение этих пород показа-
ло, что большая часть кварцито-гнейсов и кристаллических сланцев
является бластомилонитами (диафторитами), образовавшимися по гней-
сам существенно гранатового состава. В бассейне р. Анкан (на северо-
востоке района) в тектоническом блоке залегают идентичные породы,
но среди них сохранились не подверппиеся рассланцеваниг и диафторе-
зу силлиманит-биотитовые и гранат-силлиманпт-биотитовые гнейсы.
Благодаря преобладанию в разрезах туловчихинской свиты сходных
по петрографическому составу и внешнему облику слюдяных гнейсов,
кварцито-гнейсов и кристаллических сланцев, она хорошо узнается в
большинстве изолированных ксенолитов ореди более молодых интрузий.
Мощность свиты в районе 1000 м.
Дичунская свита (Р£-( cLc) распространена значи-
тельно шире, чем туловчихинская. Наибольшие по площади выходы ее
закартированы в междуречьях Могоча-Дягдагле, Бол.Куваку-Дяхдагле и
на левобережье р.Иеиемна. На водоразделе Исикан-Федькин Ключ, в
бассейне р.Кивили и в верховьях р.Инарогда среди интрузивных пород
многочисленны ее ксенолиты, которые располагаются к северо-западу
и юго-востоку от выходов туловчихинской свиты и так же, как послед-
ние, группируются в полосы северо-восточного простирания. Непосред-
ственные взаимоотношения туловчихинской и дичунской свит в районе
не установлены, так как они соприкасаются только в междуречье Дяг-
дагле-Бол.Кунаку, где граничат по тектоническому контакту.
Наиболее полный разрез свиты составлен по горным выработкам
на правобережье руч.Завальный E23J, здесь залегают:
I. Амфиболиты ............................... 40
2. Амфиболиты и диопсид-роговообманковые
кристаллические сланцы переслаивающиеся ... 120
3. Амфиболиты .............................. 50
4. Гнейсы роговообманковне и диопсид-
роговообманковые с прослоями мощностью до 3 м
амфиболитов, роговообманково-диопсидовых и
диопсидовых кристаллических сланцев .............. 80
5. Амфиболиты и эпцдот-роговообманковые
кристаллические сланцы переслаивающиеся ... 40
6. Амфиболиты, иногда зпидотсодержащие 40
7. Гнейсы роговообманковне с линзами
мощностью до I м амфиболитов ..................... 20
8. Кварциты биотитовые и мусковитовые 30
9. Гнейсы роговообманково-биотитовые и
биотитовые ......................*.......... 30
10. Гнейсы биотит-роговообманковые 20
II. Гнейсы биотит-роговообманковые и ро-
говообманковые с проолоями, пачками гнейсов
и кварцитов биотитовых, линзами амфиболитов,
диопсид-роговообманковых кристаллических слан-
цев и гнейсов .............................. 200
12. Гнейсы биотитовые и кристаллические
сланцы кварц-биотитовые, переслаивающиеся че-
рез 0,3-1,5 м; единичные прослои гнейсов рого-
вообманково-биотитовых ..................... 80
13. Амфиболиты с прослоями и пачками крис-
таллических сланцев и гнейсов роговообманковых,
диопсид-роговообманковых, биотит-роговообманко-
внх 140
14. Амфиболиты и кристаллические сланцы
диопсидовые и роговообманково-диопсидовые пере-
слаивающиеся .............................. 70
15. Амфиболиты с прослояаи мощностью 0,5-
0,7 м кристаллических сланцев и гнейсов биотит-
роговообманковых и роговообманково-биотитовнх 60
16. Гнейсы роговообманковне и биотит-рого-
вообманковые ................................ 20
Всего по разрезу 1040 м.
На других участках ди чу некая свита Г 23 ] содержит единич’гые
пачки мощностью до 200 м переслаивающихся глиноземистых гнейсов,
плагиогнейсов и кварцито-гнейсов, прослои амфиболитовых и пирок-
сеновых кварцитов, линзы мраморов. Однако резкое преобладание (до
70%) в составе свиты амфиболитов, амфиболовых и пироксеновых крис-
таллических сланцев и гнейсов позволяет узнавать ее на всей площа-
ди распространения. Мощность свиты 1500 м.
По вещественному составу нижнепротерозойские породы можно раз-
делить на шесть основных трупп: I) амфиболиты и существенно рогово-
обманковые кристаллические сланцы и гнейсы; 2) существенно пирок-
сеновые кристаллические сланцы и гнейсы; 3) слюдяные и другие гли-
ноземистые гнейсы и кристаллические сланцы; 4) кварциты; 5) мрамо-
ры; 6) графитсодержащие породы.
Амфиболиты - породы темно-серого и тлно-зеленовато-серого
цвета, средне- и мелкозернистого сложения, неяснополосчатой, тонко-
полосчатой или тонкосланцеватой текстур. Им свойственны нематоблас-
товая, нематогетеробластовая структуры и следующий минеральны!: со-
став: роговая обманка (50-80%), плагиоклаз № 15—10 (10-35%), диоп-
сид (до 10%), эпидот (0-5%), калиевый полевой шпат (0-3%), кварц
(до 7%) и биотит (0-7%). При уменьшении содержаний роговой обманки
(менее 50%) амфиболиты переходят в роговообманковне, а при появлении
биотита или диопсида (10% и более) - соо^тзетстаенно в биОтит-рого-
вообманковне и диопсид-роговообманковые кристаллические сланцы.
Среди акцессорных минералов (до 7%) установлены лейкоксен, ильменит,
магнетит, сфен, пирит, редао встречаются циркон и рутил. В гракити-
зированных кристаллических сланцах в мелких неправильных зернах,
корродирующих зерна плагиоклаза и темноцветных минералов, появляют-
ся микроклин и кварц. Роговообманковне, биотит-роговообманковые,
зпидот-роговообманковые и диопсид-роговообманковые гнейсы в отли-
чие от кристаллических сланцев содержат 10-35% кварца и до 25%
микроклина при соответствующем уменьшении содержаний темноцветных
компонентов - роговой обманки (до 5-15%), биотита (до 2-10%), диоп-
сида (менее 10%). Разности, не содержащие микроклин или бедные им
(до 5%), относятся к группе плагиогнейсов. Из акцессорных минера-
лов установлены ильменит, сфен, циркон и рутил% В рассланцованннх
гнейсах роговая обманка интенсивно замещается биотитом, диопевд-
роговой обманкой.
Диопсидовые, роговообманково-диопсидовые, биотит-роговообман-
ково-диопсидовые и эпидот-роговообманково-диопсидовые кристалличес-
кие сланцы, как и породы предыдущей группы, характерны для дичунс-
кой свиты. Они окрашены в зеленоватые и коричневые тона, имеют ге-
теробластовую, гранобластовую структуры и следующий состав: диоп-
сид (20-50%), плагиоклаз Л 24-36 (30-40%), зпидот (2-12%), биотит
(0-15%), роговая обманка (3-25%), кварц (0-3%). В гранитизирован-
ных (фельдшпатизированных) их разностях повышено (до 15%) содержа-
ние микроклина. Гнейсы аналогичного состава состоят из диопсида
(15-30%), роговой обманки (0-15%), кварца (10-30%), плагиоклаза
й 20-26 (25-30%), микроклина (0-25%), биотита (0-10%), эпидота
(0-15%). Из акцессорных минералов в породах этой группы преоблада-
ют (до 5%) апатит и ильменит, реже встречаются магнетит, лейкоксен,
циркон, монацит. Вторичные низкотемпературные изменения выражены
в серицитизации плагиоклазов, замещении темноцветных минералов хло-
ритом и развитии по ним бледноокрашенного биотита.
Биотитовые гнейсы (третья группа) - серые, темно-серые и свет-
ло-коричневые породы тонко-, грубополосчатой, очковой и линзовидно-
очковой текстур. Обладая порфиробластовой и лепидогранобластовой
структурами, они состоят из плагиоклаза № 15-20 (25-65%), калиевого
полевого шпата (до 50%), кварца (10-35%), биотита (10-40%) и рого-
вой обманки (0-4%). Акцессорные (менее 1%) - офен, апатит, циркон,
магнетит, рутил.
В гранат-биотитовых гнейсах содержится до 5% граната, в дву-
слюдяных - до 10% мусковита, в гранат-силлиманит-биотитовнх и силли-
манит-биотитовых - до 20% силлиманита (фибролита) при соответствую-
щих изменениях содержаний других породообразующих минералов.
В очковых гнейсах наблюдаются порфиробласты до I см в длину
микроклина и линзочки гранулированного кварца, вытянутые по сланце-
ватости. Разности, обогащенные кварцем (40-50%), занимают по составу
промежуточное положение между гнейсами и кварцитами и поэтому на-
званы f 23J кварцито-гнейсами.
Биотит в слюдяных гнейсах и кварцито-гнейсах нередко образует
чечевицеподобнне мелкочешуйчатые гломеробластовые агрегаты, замеща-
ющие первичный гранат. Мусковит (явно диафторический минерал) раз-
вивается по биотиту или совместно с последним замещает гранат. Кварц-
слюдяные кристаллические сланцы отличаются от слюдяных гнейсов и
кварцито-гнейсов хорошо выраженными тонкосланцеватой (до листоватой)
и волнисто-сланцеватой текстурами, а также обогащенностью пород слю-
дой.
Структура этих пород преимущественно лепидобластовая, минераль-
ный состав следующий: биотит (20-45%), мусковит (15-20%), несдвой-
никованный олигоклаз (до 10%), кварц (до 50%). Кварц и полевой
шпат гранулированы и собраны в полосовидные и линзовиднне агрегаты,
облекаемые слюдами. Биотит замещается мусковитом с выделением рути-
ла и пылеватых частиц черного рудного минерала. Кварц-с.чюдяные
сланцы, по-видимому, являются продуктом наиболее сильно проявленно-
го глубинного рассланцевания, имеющего послойный дифференциальный
характер.
Слюдяные кварциты внешне похожи на слюдяные гнейсы и кварцито-
гнейсы. Минеральный состав их относительно постоянен: кварц (50-
70%), биотит и мусковит (25-30%), плагиоклаз (0-15%), иногда (до
3%) гранат. Акцессорные минералы - рутил, магнетит, циркон, апатит.
Встречающиеся в дичунской свите эпидот-роговообманковые и эпидот-
роговообманково-диопсидовые кварциты - темно-серые и зеленовато-се-
рые полосчатые породы, на 80-95% состоящие из зерен кварца, среди
которых неравномерно распределены зерна лчопсида, роговой обманки
и эпидота. Мономинеральные кварциты встречены в единичных случаях.
Мраморы содержат небольшую (до 5%) примесь светло-коричневой
слццы, кварца, тремолита или серпентина. Сокращенный химанализ об-
разца мрамора из туловчихинской свиты (левобережье р.Дягдагле) по-
казал, что по составу он доломитовый (содержание окиолов (в вес.%):
MgO - 21,86; СаО - 30,55; S1O2 - 1,79; Al^ - 0,03; Fe203 - 0,05;
n.n.n. - 44,90).
Графит-зпидот-хлоритоидные и полевовпат-кварц-графит-эпидото-
вые сланцы слагают единичные проело:', в туловчихинской свите. Пер-
вые представляют собой желтовато-зеленогато-серые грубополосчатые
породы, содержащие порфиробласты (до 1,5 см в поперечнике) желтова-
того хлоритоида и обогащенные по плоскостям сланцеватости графитом,
вторые - тонкозернистые грубосланцеватые породы темно-серого (до
черного) цвета, содержащие до 30% тснкораспыленного графита. Графи-
товые сланцы содержат до 80% кристаллического графита.
Как уже упоминалось выше, метаморфические образования, раз-
витые на территории листа М-52-У1, претерпели интенсивное расслан-
цевание, перекристаллизацию и часто представляют собой бластомило-
ниты, отвечающие по минеральны?.: ассоциат;:*.'.: метаморфизму амфиболи-
товой и эпидот-амфиболитовой фацг?. Палп те в породах реликтов гра-
ната среди замещающих его агрегатов слюды, замещение биотита (по-
видимому, титанистого) мусковитом с выделением рутила и рудного
минерала, развитие амфибола по пироксен?- могут свидетельствовать о
том, что до проявления диафтореза породы характеризовались минераль-
ными ассоциациями, указывающими на их первично более высокую сте-
пень метаморфизма. В зонах разломов оеверо-восточного направления
метаморфические породы, как и окружающие их раннепалеозойские гра-
нитоиды, подверглись дроблению., рассланцеванию, хлоритизации, эпи-
дотизации, вплоть до превращения их в серицит-хлоритовне, кварц-
серицит-хлоритовне и кварц-зпидот-хлоритовне сланцы (бластомилони-
ты фаций зеленых сланцев).
Верхний протерозой (?)
Туранская серия
Метаморфизованные эффузивно-осадочные породы занимают неболь-
шую (около 30 км2) площадь в бассейнах рек Корея, Амган-Макит и
Гопки. Отдельные их ксенолиты среди ранне- и позднепалеозойских
гранитоидов встречены также на правобережье р.Туюн. На описываемой
территории эти образования расчленены на две согласно залегающие
разнородные толщи: нижнюю - эффузивную и верхнюю - терригенную1 '.
Толща рассланцованных липаритов
и фельзит-порфиров (РЯ$? ) выходит узкой
(0,3-0,4 км) полосой северо-восточного направления на водоразделе
рек Корея и Амган-Макит. С нижнепротерозойскими породами она гра-
ничит по тектоническому контакту, поэтому низы ее разреза неизвест-
ны. Выходящая на поверхность часть толщи состоит [13"1 из трех по-
токов липаритов мощностью от 30 до 80 м каждый и одного (в верхах) -
фельзит-порфиров мощностью 90 м. Породы потоков имеют разный цвет
(светло-серый, зеленоватый, грязно-белый), что позволяет их раз-
личать.
Липариты - сланцеватые породы. По плоскостям сланцеватости они
серицитизированы, в результате чего приобретают шелковистый блеск.
Порфировые выделения (15-40% объема пород) представлены калиевым
полевым шпатом (10-20%), кварцем (15-20%) и плагиоклазом (5-10%).
Порфировые выделения калиевого полевого шпата (часто это решетча-
тый микроклин) имеют окрутло-неправильную форму, иногда с зубчаты-
ми и угловатыми краями.Они трещиноваты, и по трещинкам развивается
микрозернистнй агрегат кварца и альбита. Кварц в порфировых выделе-
ниях сильно деформирован, имеет волнистое и волнисто-мозаичное пога-
сание, форма его зерен округлая, угловатая и неправильная.
Фенокристаллы плагиоклаза деформированы, замещаются серицитом
или мелкозернистым агрегатом альбита, кварца и серицита. Порфировые
выделения обтекаются основной массой, имеющей флюидальную полосча-
На сопредельной с запада территории, где верхнепротерозойс-
кие (?) отложения распространены более широко [I7J, разрез их кни-
зу наращивается толщей зеленокаменных пород (PR-j? tr1).
туг микротекстуру, микрозернистую, микрогранитонут, микропойкили-
товуг, иногда микрогранобластовую и микролепцдогранобластовую струк-
туры. Характерна неравномерная (полосами и пятнами) перекристал-
лизация основной Массы, состоящей из альбита, кварца, мельчайших
чешуек темного плеохроичного биотита и серицита. Имеются обособле-
ния агрегатов зубчатых зерен кварца. Чещуйки слвд распределены не-
равномерно, часто концентрируются вокруг вкрапленников плагиокла-
за. Редко в основной массе присутствуют мелкие зернышки граната.
Фельзит-порфиры, в отличие от липаритов, имеют однородную фельзи-
товую структуру основной маосн и содержат единччные порфировые вы-
деления полевых пшатов. Мощность толщи вулканогенных пород оцени-
вается fl3] в 300-500 м.
Толща рассланцованных песчаников
и конгломератов, филлитизированных
алевролитов с прослоями слюдисто-
кварцевых сланцев и единичными лин-
зами порфироидов (PRjTtrj) согласно залегает на
рассланцованных фельзит-порфирал (PR^Ttig). Ниетие слои ее хоро-
шо прослеживаются на левобережье р.Амган-Макит f13] благодаря од-
нообразным черному и темно-серо”у цветам пород; разрез здесь сле-
дующий:
I. Алевролиты с тонкими прослоями песчаников
тонкозернистых ................................. 25-35
2. Алевролиты тонкополосчатые ............. 80-90
3. Алевролиты и песчаники мелко- и тонкозер-
нистые переслаивающиеся; редкие прослои гравели-
тов 50-60
4. Алевролиты, филлитовидные сланцы и песча-
ники мелко- и крупнозернистые переслаивающиеся 20-40
Всего по разрезу 175-225 м.
Стратиграфически более высокая часть разреза представлена пес-
чаниками с пластами, прослоями, линзами конгломератов и единичными
линзами (в нижних частях) порфироидов; здесь залегают:
I. Конгломераты среднегалечнне грязно-
серые с прослоями песчаников грубозернистых 50
2. Песчаники грубозернистые и гравелиты
серые переслаивающиеся ......................... 50-80
3. Песчаники средне-, крупно- и грубо-
зернистые ......................................... 60
4. Песчаники разнозернистые с прослоями
гравелитов и алевролитов черных .............. 100-150
5. Конгломераты.среднегалечные с прослоями
гравелитов ..................................... 30-40
6. Песчаники крупно- и грубозернистые с
прослоями алевролитов ............................ 100
7. Песчаники крупно- и грубозернистые и
гравелиты переслаивающиеся; редкие прослои мел-
козернистых песчаников ........................... 200
8. Конгломераты .................... 150-200
9. Песчаники косоелоистые средне- и крупно-
зернистые переслаивающиеся ....................... 240
10. Песчаники средне- и крупнозернистые;
прослои мелкозернистых песчаников и кварцево-
слюдистых сланцев ............................ 200-250
Всего по разрезу II80-I370 м.
К востоку от места составления приведенного выше разреза его
предположительно наращивают залегающие в тектоническом блоке поро-
ды:
I. Песчаники крупно- и ореднезернистые
косослоистые, перемежающиеся с биотит-полевошпат-
кварцевнми сланцами .......................... 170-200
2. Алевролиты грубополосчатые ........ 60-80
3. Алевролиты темно-серые и зеленовато-се-
рые переслаивающиеся; редкие прослои биотит-ам-
фибол-полевопшат-кварцевнх сланцев ............... 100
4. Сланцы амфибол-биотит-полевошпатовые .. 10-15
5. Алевролиты зеленовато-серые и темно-се-
рые; редкие прослои песчаников мелкозернистых
темно-серых .................................. 70-100
6. Алевролиты темно-серые ............ 50-70
7. Алевролиты темно-серые и зеленовато-се-
рые переслаивающиеся ........................... 80-85
8. Конгломераты ...................... 10-15
9. Песчаники грубозернистые кварцитовиднае
светло-серые с редкими прослоями конгломератов 60-70
10. Песчаники грубо- и крупнозернистые квар-
цитовидные белые и желтовато-белые переслаиваю-
щиеся ........................................ 100-200
Всего по разрезу 710-935 м.
Общая мощность толщи 2100-2500 м. В своем большинстве поро-
ды ее рассланцованы, а под воздействием интрузий палеозойских гра-
нитоидов ороговикованы.
.Цля крупно- и грубозернистых песчаников характерны многочис-
ленные (до 35% их объема) включения удлиненных по сланцеватости
обломочков черных алевролитов. Средне- и мелкозернистые песчаники
более однородны и состоят из зерен кварца (30-70%), полевых шпатов
(5-40%), чешуек биотита (5-25%) и мусковита (0-5%). Иногда в них
присутствуют единичные зерна ильменита, магнетита, циркона, сфена,
граната и апатита. Структура пород бластопсаммитовая, цемент кварц-
серицитовый типа выполнения пор и соприкосновения.
Алевролиты - сланцеватые породы, легко раскалывающиеся на
плитки. Обладая бластоалевритовой структурой, они состоят из ок-
ругло-изометричных зерен кварца (8-10%), полевых шпатов (40-70%),
чешуек биотита и серицита. Изредка в породах наблюдаются сгустки
тонкораспыленного черного вещества. Филлитовидные сланцы, встре-
чающиеся среди алевролитов, имеют бластопелитовую структуру, со-
стоят из мельчайших глинистых частиц с единичными зернышками квар-
ца и мелкими чешуйками биотита. Биотит-полевошпат-кварцевые, био-
тит-амфибол-полевошпат-кварцевые, слюдисто-кварцевые сланцы, пере-
межающиеся с песчаниками, полностью утратили признаки осадочных
пород и имеют гранобластовне структуры. Конгломераты содержат от
40 до 85% галек и гравия. Размер галек 3-8 см, окатанность хоро-
шая, форма эллипсоидальная. В составе их разнообразные породы:
гнейсы, черные алевролиты, тонкозернистые песчаники, расоланцован-
ные липариты и гранит-порфиры, протерозойские граниты, серый зер-
нистый жильный кварц. Конгломераты в разной степени рассланцовачы
и развальцованы, песчаниковый цемент их нередко ороговикован и
превращен в кварц-полевошпат-биотитовый гранобластовый агрегат.
Верхнепротерозойский возраст описываемых отложений принят ус-
ловно на основании того, что они содержат гальки нижнепротерозойс-
ких метаморфических пород и прорванм раннепалеозойскими катаклази-
рованными гранитами.
•МЕЗОЗОЙСКАЯ ГРУППА
Меловая система
Нижний отдел
Талданская свита (Kjtl) распространена в се-
веро-западной части территории, в бассейне р.Иса. Сна граничит с
окружающими породами преимущественно по тектоническому контакту и
лишь на отдельных участках налегает на эродированную поверхность
различных более древних пород.
Нижние части свиты наблвдались в коренном залегании в приустье-
вой части р.Дягдагле, где на лейкократовых гранитах триасового воз-
раста залегают [23Д :
I. Песчаники аркозовые и туфогенные, крупно-
неравномернозернистне с включениями полуокатанных
обломков подстилающих гранитов и многочисленными
углефицирОванными остатками стеблей растений и
растительного детрита .......................... 2
2. Песчаники полимиктовые и алевролиты,пере-
слаивающиеся через' 0,03-0,08 м.................. I
3. Туфы андезитов кристаллокластические псам-
митовые с прослоями мощностью 0,3-2 м алевролитов
серых, обогащенных углефицированным растительным
детритом ........................._............... 10
4. Туфы андезитов литокристаллокластические
псаммитовые серые,содержащие "бомбы" (5-10 см в
поперечнике) андезитов ........................ 4
5. Туфы андезитов литокристаллокластические
псаммитовые с прослоями мощностью 0,1-0,3 м алев-
ролитов туфогенных светло-серых ................ 5
6. Песчаники полимиктовые мелкозернистые и
алевролиты, переслаивающиеся через 0,2-0,25 м 2,5
7. Туфы андезитов литокристаллокластическе
псаммитовые .................................... 0,8
8. Переслаивающиеся через 0,2-0,4 м песчани-
ки полимиктовые мелкозернистые и алевролиты зеле-
новато-серые .................................. 1,4
9. Туфы андезитов псаммитовые и псефито-
псаммитовые серые, зеленовато-серые и буровато-
серые переслаивающиеся .......................... 12
10. Песчаники мелкозернистые туфогенные слоис-
тые 3
II. Туфы андезитов псаммитовые, псаммито-псе-
фитовые и псефитовые с редкими прослоями мощностью
до 1,5 м туфогенных песчаников ................ 16,5
12. Андезиты роговообманково-пироксеновые .. 10
Всего по разрезу 68,2 м. •
Стратиграфически выше на этом участке залегает поток андезитов
мощностью 60-70 м. Подобная стратиграфическая последовательность,
по-видимому, проявлена и в других местах, так как туфы обычно зани-
мают гипсометрически пониженные участки рельефа, а лавы - водораз-
дельные. Андезиты распространены по площади шире, чем туфогенно-
осадочные порода. В зависимости от характера порфировых выделений
среди андезитов выделяются рогогообманковые, пироксеновые, пирок-
сен-роговообманковые и плагиоклаэовые разности. Лавобрекчии содер-
жат 5-15% обломков андезитов размером до 2x3 см. Темноцветные мине-
ралы и стекло в породах замещаются гидроокислами железа, карбонатом
и агрегатами зерен эпидота.
Туфы андезитов - преимущественно слоистые порода, в составе
пирокластического материала которых наблюдаются обломочки андези-
тов, зерна плагиоклаза, роговой обманки, моноклинного пироксена,
реже обломочки триасовых лейкократовых гранитов и осколки кристал-
лов микроклина. Цемент пепловый, местами замещенный агрегатом хло-
рита и серицита или цеолитами.
'Мелкообломочные туфы даци.<,в встречены только на правобережье
руч.Озерный, где залегают гипсометрически и, по-видимому, стратиг-
рафически выше покровных андезитов. Они слагают здесь выделяющуюся
над окружающей местностью полотую сопду, вершина которой на осно-
вании ряда признаков представляем собой отпрепарированный в релье-
фе вулканический аппарат. Эти туфы содержат зерна плагиоклаза, квар-
ца, микроклина, реже роговой обманки, моноклинного пироксена и
мелкие обломки дацитов, сцементированные пепловым материалом.
Аркозовые песчаники состоят из угловатых и слабо окатанных
зерен кварца (до 40%), полевых шпатов (до 45%) и обломочков грани-
та (до 5%). В полимиктовых песчаниках, кроне того, имеются облом-
ки андезитов (до 10%) и деформированные чешуйки биотита (до 2%).
В туфогенннх разностях содержание пирокластического материала,
включая зерна зонального плагиоклаза, достигает 25%. В них итого
углистых частиц. Цемент обычно базальный, глинисто-алевритовый.
Вблизи вулканического аппарата, расположенного на правобережье
р.Дягдагле, по цементу песчаников развиваются карбонат, цеолиты,
гидрокислы железа. Алевролиты, переслаивающиеся с песчаниками, со-
стоят из мельчайших угловатых зерен полевых шпатов, кварца, чешуек
биотита и удлиненных по слоистости углистых частиц. Цемент их гли-
нистый, иногда с примесью ( в туфогенных алевролитах) пеплового
материала.
Полная мощность талданской свиты, вычисленная по разности
гипсометрических отметок ее подошвы и кровли, составляет 260 м.
Определимых органических остатков в ней не найдено. Севернее опи-
сываемой территории Qt6,2321 подобные покровные вулканогенно-осадоч-
ные образования обоснованно считаются нижнемеловыми и также выделе-
ны в талданскую свиту.
ЧЕТВЕРТИЧНАЯ СИСТЕМА
Среднечетвертичные (?) отложения
(Qjj?) слагают на правобережье р.Иса, в бассейне верхнего течения
р.Туюн и на левобережье верхнего течения р.Мал.Кивили аккумулятив-
ные террасы и аллювиальный чехол цокольных террас высотой 18-40 м,
а также сохранились от размыва в пределах древних отмерших долин
на водоразделе рек Иса и Исикан и в междуречье Тексика-Эльгакан
(в глубокой седловине хр.Турана). Нижние части разреза отложений
на правобережье р.Тексика представлены галечниками мощностью 1,2 м.
на правобережье р.Инарогда - ожелезненными песками мощностью до
3 м, в приустьевой части р.Дягдагле - слоистыми суглинками мощнос-
тью I м, по простиранию переходящими в ожелезненные мелкозернистые
пески.
Спорово-пыльцевой спектр, содержащийся в этих отложениях, точ-
но не датирует их возраст. Он условно принимается среднечетвертич-
ным на том основании, что верхнечетвертичный возраст аллювия тер-
рас высотой 8-15 м доказан.
Верхнечетвертичные отложения.
Нижняя часть (Ощ). Зти отложения широко распространены
в долинах большинства рек района, где слагают аккумулятивные тер-
расы и аккумулятивную часть цокольных террас высотой 8-15 м. Наи-
более полный разрез их для равнинной части территории изучен шур-
фами на правобережье р.Исы, близ устья р.Дягдагле, где вскрыты [23] :
I. Торф бурый с примесью глинистого материала 0,60
2. Песок с прослоями гравия и единичными зер-
нами ............................................. 1,65
3. Гравий с прослоями галечника ............ 0,40
4. Песок крупнозернистый с прослоями и лин-
зами галечников ............................... 0,87
Всего по разрезу 3,52 м.
В горной части территории (в долинах рек Кивили, Туюн, Тексика
и Эльга) на уступах террас вскрыты несортированные валунники и га-
лечники мощностью 0,7-4 м, в верхах разреза сменяющиеся песками с
прослоями и линзами суглинков и супесей. Заполнитель галечников -
преимущественно крупнозернистый глинистый кварц-полевошпатовнй пе-
сок.
Мощность описываемых отложений, по данным поискового бурения
[15], достигает 6,6 м. Они содержат [23J многочисленные споры и
пыльцу, отвечающие климатическому оптимуму позднечетвертичного вре-
мени.
Верхнечетвертичные отложения.
Верхняя часть (Q^). •?ги отложения распространены в до-
линах крупных рек, слагая I надпойменную террасу высотой 4-6 м.
Наиболее характерный для горной части территории разрез их описан
на правобережье р.Ульма, где залегают:
I. Переслаивающиеся супеси и суглинки 0,6
2. Торфяник .......................... 0,6
3. Песок крупнозернистый с линзами мел-
козернистого песка .......................... 1,9
4. Галечник с валунами ..................... 0,6
Всего по разрезу 3,7 м.
Эти отложения хорошо обнаженк в уступах террас рек Кивили и
Туюн. Здесь наблюдаются галечники мощностью до 3,5 м с примесью
(до 20%) валунов, перекрытые торфяниками и тонко-мелкообломочннми
породами пойменной фации. Мощность торфяников возрастает в равнин-
ной части района, в береговых уступах р.Иса достигая 3 м. Торфяни-
ки содержат стволы крупных деревьев, прослои оторфованных суглин-
ков мощностью 0,2-0,3 м и тонкие (0,5-3 см) слойки желтоватого ила.
Палинологически описываемые отложения охарактеризованы недос-
таточно. Верхнечетвертичннми они считаются на том основании, что
слагают I надпойменную террасу, а возраст аллювия гипсометрически
вышележащей террасы доказан как верхнечетвертичный (Ощ).
Современные отложения (Qjy) русел, низкой
и высокой пойм рек представлены галечниками, песками, валунами, гли-
нами. В разрезах высокой поймы четко ввделяются две фации: поймен-
ная - в верхних и русловая - в нижних частях. В верховьях рек пой-
менная фация обычно отсутствует. Отложения низкой поймы в горной
части территории состоят из валунов и галечников, иногда перекрытых
маломощным слоем песка; в условиях выположенного и равнинного релье-
фа - это пески, иногда глинистые. Русловые отложения имеют валунно-
галечниковый состав, реже представлены песками.
Четвертичные отложения нерасчлененные - делювиальные, гравита-
ционные, пролювиальные, элювиально-делювиальные и органогенные (бо-
лотные) распространены широко. Они палинологически не охарактеризо-
ваны, перекрывают аллювий разновозрастных террас и могут принадлежать
любому из подразделений четвертичной системы. Некоторые генетические
типы отложений склонового ряда (элювиально делювиальные, гравитаци-
онные и др.) частично могут иметь и дочетвертичный возраст.
В районе установлены следы деятельности древнего человека. На
правобережье р.Туюн, в 1,5 км ниже устья р.Инарогда, найдено кремне-
вое орудие труда - отщеп. По заключению специалиста [ 23 J , отщеп яв-
ляется орудием труда неолитического человека, жившего во втором ты-
сячелетии до н.э.
ИНТРУЗИВНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ
Около 85% территории занимают интрузивные образования, среди
которых резко преобладают гранитоиды. Выделяются раннепротерозойс-
кие, протерозойские, позднепротерозойские (?), раннепалеозойские,
ранне- среднепалеозойские, позднепалеозойские, триасовые и ранне-
меловые интрузии.
Раннепротерозойские интрузии
Габбро-амфиболиты, габбро, габбро-нориты, пироксениты
'в междуречье Бол.Куваку-Дягдагле, верховьях р.Могоча и на побережье
руч.Завальный слагают среди метаморфических пород нижнего протеро-
зоя согласные с их простиранием линзовидные и пластообразные тела
различных размеров (максимальная длина до 4 км, ширина до 2 км).
Наиболее крупные 1га них имеют с вмещающими породами нечеткие гра-
ницы через переходные зоны шириной 2-12 м рассланцованных амфиболи-
тов и эпидот-амфиболовых кристаллических сланцев.
В верховьях р.Куваку-Макит, на. левобережье р.Мал.Кивили и дру-
гих местах габброиды залегают в тектонических блоках и в ксеноли-
тах среди палеозойских гранитов. В них проявлены наложенные про-
цессы гранитизации, выражающиеся в новообразовании линзовидных
скоплений зерен кварца и единичных порфиробластов микроклина и био-
титизации пород. При сильных рассланцевании и перекристаллизации
габброиды утрачивают первичные состав и структуру и их бывает труд-
но, а порой и невозможно, отличить от роговообманковых и биотит-
роговообманковых кристаллических сланцев. Наименее измененные по-
роды, хотя они также катаклазированы, амфиболизированы и окварцова-
ны, сохранились на правобережье р.Ульмы, где массив их площадью
12 км" окружен позднепалеозойскими гранитоидами и ограничен с севе-
ро-запада разломом. Здесь преобладают лейкократовые габбро-, содер-
жащие полосы (шлиры) мезократовых габбро и габбро-норитов.
Габбро - серые, зеленовато-серые, темно-серые (с иризирующим
плагиоклазом) и светло-серые, массивные и полосчатые, среднезернис
тые и порфировидные породы. Структура их габбровая, часто переход-
ная к офитовой, и катакластическая; минеральный состав: плагиоклаз
№ 52-56 (60-65%), роговая обманка (20-25%), моноклинный пироксен
(0-8%), акцессорные - ильменит (до 2-3%), сфен, апатит, рутил; вто-
ричные - биотит (до 15%), кварц (0-5%), актинолит (3-7%), эпидот,
лейкоксен, хлорит, серицит, пирит. Лейкократовые габбро , переходные
по составу к габбро-анортозитам,'на 70-75% сложены плагиоклазом
№ 32-52., В габбро-норитах сохраняется незамещенным гиперстен,состав
ляющий до 15% объема пород.
Габбро-амфиболиты - темно-серые и зеленовато-серые гнейсовид-
ные породы, обладающие бластогаббрсвой, часто близкой к бластоофи-
товой, и реликтовой габбровой структурами. Темноцветные минесалы
(35-70%) представлены вторичными зеленой роговой обманкой и биоти-
том, содержащими реликты буро^ото-зеленой и грязно-зеленой роговых
обманок. Зерна плагиоклазов раздроблены, по краям обдавлены, иногда
нацело замещены соссюритом и скоплениями зерен эпидота. По роговой
обманке и вокруг зерен рудного ’шнерпла развиваются мелкочегауйча-
тые агрегаты биотита. В гранит”зированннх габброидах содержится до
7-10% кварца и до 5% решетчатого микроклина, зерна которых корроди-
руют плагиоклаз и буровато-зеленую роговую обманку. При этом зерна
плагиоклаза приобретают зональное строение, вызванное появлением в
них каемки олигоклаза. Пироксенитн состоят из округло-неправильных
зерен грязно-зеленой роговой обманки с редкими реликтами (до 5-8%)
моноклинного пироксена. Породы содержат 3-5% лейкоксенизированного
ильменита, который выполняет промежутки мевду зернами темноцветных
минералов. Агрегаты мелкочешуйчатого биотита окаймляют зерна ильме-
нита. По трещинкам в породах развивается серпентин.
По химическому составу (табл.1) лейкократовое габбро (обр.
Ш-244) отвечает габбро-анортозиту, мезократовое Собр.6948) - габбро-
нориту, а пироксенит близок к вебстериту по Г.Дэли.
Дайки, связанные с габброидами, представлены диабазами^пТЯ.,)
которые залегают среди метаморфических пород и материнских габбро-
идов. Мощность даек 0,8-10 м. контакты с габбро четкие и резкие,
с метаморфическими породами нечуткие. Простирание их согласное с
простиранием вмещающих пород. Внешне диабазы представляют собой зе-
леноватс-бурне плотные афанитовые породы. Структура их бластоофито-
вая, реликтовая офитовая; минеральный состав - альбитизированный
плагиоклаз (40-45%), сине-зеленая роговая обманка (20-25%), мине-
ралы эпидотовой группы (20%), лейкоксен (до 5%) и ильменит (до 15%).
Спектральным анализом в габброидах установлены повышенные содержания
никеля (0,002-0,03%), ванадия (0,01%) и кобальта (0,001-0,003%).
Возраст описываемых пород принят ранн'-протерозойоким на том основа-
нии, что они пространственно связаны с метаморфическими образования-
ми, сами метаморфизованы, поди -'яются пликативной тектонике вмещаю-
щих толщ и вместе с последними мпгматизированы раннепротерозойскими
гранитоидами.
Граниты биотитовые мелко- и среднезернистые, редко гранодио-
риты (.tfPR, ^встречаются преимущественно в северо-западной и ю^о-
восточной частях территории средн метаморфических образований амурс-
кой серии, залегая строго согласно с ними. Границы их массивов не-
четкие, расплывчатые, что обусловлено интенсивной гранитизацией и
Таблица I
Химические составы раннепротерозойских, раннепалеозойских, ранне-среднепалео$ойских,
позднепалеозойских и триасовых интрузивных образовании*'
Номера образ- цов Название породы 2 Место взятия образца 1н- цекс- Содержание окислов , % Суэл-
SiO2 ТЮ2 А12Оэ ?^°3 РеО МпО СаО MgO Na2O к2о 30? Р2°5 н2о со2
1 Габбро 3 4 5 G 7 S 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19
Ш-244 лейко- кратовое р.Ульма 47,40 0,77 27,33 2,62 2,37 0,06 14,51 1,21 1,86 0,40 0,28 0,04 0,59 0,07 99,51
6948 Габбро То же 9PR,, 44,85 1,23 20,10 6,48 5,24 0,14 12,86 5,36 1,52 0,28 0,43 0,05 0,94 0,07 99,55
к-330 Метапи- роксенит р.Дятда- гле 51,22 0,11 1,34 2,28 1,19 0,12 19,74 21,ЗЕ 0,20 0,12 0,01 0,06 1,56 0,16 100,29
к-2572 Гранит лейко- кратовый р.Мого- ча m 72,01 0,30 14,57 0,39 0,48 0,00 0,71 0,23 3,58 7,37 0,00 0,00 0,13 0,00 99,77
^105а Ю5а Плагио- гранит мускови- товый р.Дягда- гле ГРР. 72,75 0,12 16,62 0,70 0,34 0,01 2,43 0,26 6,44 0,55 0,07 0,00 0,20 0,00 100,47
4851 Гранит р.Туин 74,08 0,31 13,44 0,75 1,26 0,06 1,40 0,94 3,29 3,63 0,09 0,00 0,25 0,00 99,50
3296 Грано- диорит р.Иеием- на 69,77 0,34 13,67 0,89 2,23 0,05 2,82 1,18 3,15 4,58 0,02 0,07 0,39 0,95 100,11
6957 Гранит р.Кивили 74-, II 0,23 13,29 0,65 1,53 0,02 1,51 0,39 2,40 4,66 0,00 0,04 0,35 0,23 99,52
3264 Грано- диорит р.Мал. Кивили 72,46 0,19 14,20 0,30 2,05 0,04 1,74 0,72 3,34 4,36 0,00 0,06 0,58 0,00 100,08
373 Оа Кварце- вый дио- рит р.Алло- мот 65,60 0,80 15,93 0,81 3,37 0,09 3,65 1,66 4,36 2,19 0,02 0,27 0,70 0,06 99,51
ПОЗ Грано- диорит р.Куваку 69,09 0,55 14,95 0,35 2,70 0,06 2,44 0,91 3,03 4,49 0,02 0,12 0,82 0,00 99,50
Химине зкие анал ИЗЫ выполнс ЭНЫ в ХИМИЧЕ эской лаборатории ДВТГУ (зав.лабораторией Матыцын С.Я.)
0277
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19
2035 Гранит р.Иса 75,80 0,25 12,55 0,51 0,85 0,04 0,91 0,21 3,25 4,80 0,00 0,12 0,39 0,08 99,76
4506 Гранит р.Тексика У/РД 71,33 0,23 13,81 1,08 1,32 0,04 2,05 1,48 2,91 4,59 0,02 0,05 0,60 0,03 99,54
Гранит лейко- р,Бол.
3070 кратовый Гоанит Аимка yiT 75,19 0,08 12,74 0,89 0,45 0,04 0,61 0,34 3,88 5,02 0,01 0,02 0,16 0,22 99,65
5437 лейко-
кратовый Гранит р.Тексика 76,67 0,06 I2..68 0,32 0,66 0,05 0,42 0,15 3,91 4,23 0,00 0,01 0,34 0,00 99,50
лейко-
5503а кратовый р.Ульма 74,11 0,27 11,39 1,05 1,35 0,09 1,61 1,19 2,05 5,78, 0,01 0,10 0,46 0,04 99,50
Номера образцов Числовые характеристики по А.Н.Заварицкому
а С b S а’ f ’ и’ п t У а: с Q
Ш-244 6948 к-330 к-257-2 Ж 3296 6957 3264 3730а ПОЗ 2035 4506 3070 5437 5503а 5,6 4,1 0,5 18,1 14,4 12,0 10,4 11,3 13,3 12,9 13,1 13,6 12,8 15,2 14,1 12,4 19,1 12 7 0 5 0 5 2,9 И 1.8 2,1 4,3 5,3 1,1 2,4 0,6 0,5 4,9 9,9 26,1 51,7 1.5 2,7 5,3 5,9 4,5 4,4 7,0 3,0 2,0' 5,1 1,9 2,3 1,1 65,4 57,1 47,3 79,9 80,0 81,1 78,4 81,9 80,2 75,8 78,6 83,3 79,7 ’ 82,3 83,1 81,6 0,0 0,0 0,0 0,0 50,1 37,4 0,0 44,7 24,2 0,0 16,8 22,6 8,6 0,0 50,3 0,0 54,8 4,48 6,2 24,8 16,5 34,0 48,8 44,0 49,1 57,2 57,4 60,6 42,9 63,8 39,2 44,8 24,7 38,1 56,9 50,3 33,5 28.6 33,4 14,3 26,7 40,4 28,7 16,8 48,5 29,9 10,5 39,8 87,6 89,3 71,7 42,5 98,2 57,9 51,1 43,3 53,8 75,2 50,6 50,7 49,1 54,0 58,4 35,0 1,2 20 0,2 0,3 0,1 0,3 0,4 0,2 0,2 0,9 0,6 0,2 0,2 0,1 0,1 0,3 27,0 23,3 32 21,3 21,8 II,5 12,7 12,1 5,6 10,0 5,6 20,6 17,9 39,6 11,3 17,7 0,3 0,3 1,0 39,2 5,1 7,3 5,7 6,6 6,5 3,0 4,4 12,7 5,2 25,5 28,8 10,9 0,3 6,8 6,7 23,3 28,3 36-.4 27,7 38,4 31,8 21,6 28,0 38,3- 31,3 33,6 37,7 37,0
мигматизацией вмещающих пород. В дичунской свите ширина зон послед-
них составляет 0,2-1 км, в туловчихинской свите - значительно боль-
ше. Пластовые жилы гранитов мощностью первые метры среди нижнепро-
терозойских пород встречаются повсеместно, имеют с гнейсами посте-
пенные переходы, через гранитизированные разности и теневые мигма-
титы. Описываемые граниты, как и вмещающие их метаморфические по-
роды, нередко рассланцованы, перекристаллизованы и, будучи насыще-
ны жилами лейкократовых протерозойских гранитов (ГРК-)] сами могут
быть легко приняты за биотитовые гнейсы. Секущих контактов их с
метаморфическими породами не наблюдалось.
Гранитоиды - серые.до розовых мелко-, средне- и неравномерно-
зернистые породы с хорошо и постоянно выраженной гнейсовидной и
тонкополосчатой текстурами, обусловленными плоскопараллельным и
линейным расположением мелких чешуек и линзовидных скоплений биоти-
та или неравномерной (полосами) обогащенностью пород биотитом. Ха-
рактеризуются гранобластовой, гетеробластовой, иногда с элемента-
ми коррозионной, структурами состоят из плагиоклаза № 18-22 (30-
50%), кварца 120-35%), решетчатого микроклина (25-50%), биотита
(5-20%), роговой обманки (0-3%), акцессорные минералы (менее 1%) -
апатит, циркон, рутил, ортит, рудный минерал, редко гранат.
Состав гранитоидов варьирует от биотитовых, иногда довольно
лейкократовых, гранитов до гранодиоритов. Все эти разности связаны
постепенными взаимопереходами и могут наблюдаться одновременно да-
же в одном образце породы. В краевых частях жил, залегающих среди
роговообманково-диопсидовых гнейсов,иногда встречаются скелетные
зерна роговой обманки (в основном она замещается биотитом) и еди-
ничные зерна диопсида. При рассланцевании гранитоиды, как и вмеща-
ющие их метаморфические породы, претерпевают структурные и мине-
ральные преобразования и характеризуются бластокатакластическими
структурами. Биотит в них замещен мусковитом, кварц гранулирован
и агрегаты его мелких зерен имеют чечевицеобразную форму, плагио-
клаз и микроклин перераспределены в полоски. Милонитизированные
гранитоиды представляют собой шелковистые кварц-альбит-серицитовые
сланцы (бластомилониты).
Каких-либо жильных дериватов, достоверно связанных с описывае-
мыми гранитоидами, не установлено. Металлогеническая специализация
пород не ясна. Спектральный анализ показал, что содержание в них
большинства элементов-примесей близко к кларковым. Несколько повы-
шенные против кларковых содержания титана (до 0,5%) и ванадия (до
0,007%). можно объяснить заимствованием их из пород метаморфическо-
го субстрата и древних габброидов.
Тесная пространственная и структурная связь гранитоидов с
вмещающими нижнепротерозойскими толщами, наличие вокруг их тел оре-
олов мигматизации, а внутри массивов - реликтов вмещающих пород,
гранобластовые структуры - все это свидетельствует о формировании
их в главный этап раннепротерозойской складчатости в связи с про-
цессами ультраметаморфизма. На этом основании возраст их принят
раннепротерозойским.
Граниты лейкократовые, мусковитовые, двуслюдяные, редко плагио-
граниты (ГЕй) распространены, как и описанные выше габброиды и гра-
нитоидн, среди нижнепротерозойских метаморфических пород. На право-
бережье р.Дягдагле они слагают массив площадью около 10 км2, в меж-
дуречье Могоча-Дягдагле - целый ряд более мелких (1-3 км2) тел, в
других местах - жилы различной мощности. Все тела вытянуты в севе-
ро-восточном направлении сообразно простиранию раннепротерозойских
структур. Отдельные жилы имеют различный характер контактов с вме-
щающими породами. В большинстве случаев контакты четкие, резкие;
жилы ориентированы согласно по отношению к сланцеватости и гнейсо-
видности вмещающих пород, либо секут их под острыми углами. Реже
наблюдаются согласные контакты с постепенными переходами от грани-
тов через маломощную (5-50 см) зону тонкослойных мигматитов во вме-
щающие породы.
Наибольшее количество жил описываемых гранитов содержат рас-
сланцованные слюдяные гнейсы, наименьшее вообще не содержат -
кристаллические сланцы основного состава и габброиды, не подверг-
шиеся рассланцеванию. Обилие жил лейкократовых гранитов сопровожда-
ется развитием в рассланцованных вмещающих породах прожилков (мощ-
ностью до 15 см) линзовидных агрегатов серого зернистого кварца и
окварцеванием пород. В пределах отдельных тел лейкократовые, мус-
ковитовые и двуслюдяные разности гранитов встречаются совместно и
связаны постепенными взаимопереходами. Мелкозернистые граниты так-
же постепенно переходят в средне- и неравномечнозернистне. В мало-
мощных жилах граниты более однородны - обычно мелкозернистые, лей-
кократовые .
Граниты - слабо гнейсовидные и массивные, часто катаклазиро-
ванные породы серого, светло-серого и желтоватого цветов. Структура
их бластокатакластическая, бластогранитовая, аллотриоморфнозернис-
тая, лепидогранобластовая, редко криптовая; минеральный состав:
‘ плагиоклаз Я 18-20 (25-35%); микроклин (30-45%), кварц (30-40%),
биотит (0-2%), мусковит (0-7%), акцессорные - гранат (до 2%), цир-
кон, монацит, апатит, редко магнетит и ортит. Плагиограниты встре-
чены в единичных случаях, и роль их в строении отдельных тел не яс-
на. По внешнему облику они подобны гранитам, определены только при
микроскопическом изучении и состоят из плагиоклаза № 20-24 (45-60%),
микроклина (10-20%), кварца (25-35%), биотита (0-3%), мусковита
(5%). Акцессорные минералы их идентичны таковым в гранитах.
Граниты и плагиограниты содержат (табл.1) более 72% двуокиси
кремния и пересыщены алюминием. В гранитах по сравнению с плагио-
гранитами отмечается резкое преобладание калия над натрием, пони-
женная глиноземистость и меныпее содержание темноцветных. Граниты
(обр.к-257-2) по составу близки к щелочным гранитам по Р.Дэли, пла-
гиограниты (обр.105-а) - к трондьемитам, отличаясь от последних
повышенным содержанием кремнекислоты и меньшим количеством щелочей.
Из элементов-примесей, установленных спектральным анализом, в этих
породах несколько повышены содержания молибдена (0,0002%), берил-
лия (0,0008%)и циркония (до 0,028%).
С описываемыми гранитоидами связаны редкие жилы (/’PR) ап-
литов, мусковнтовых, гранат-иусковитовых и турмалин-мусковитовых
пегматитов. Мощность хил 0,1-1,5 м, простирание северо-восточное.
Пегматиты по составу микроклиновые, часто крупноблоковые, с гнез-
дами мелкочешуйчатого мусковита, содержание которого достигает 8-
10%. Как исключение встречаются пегматиты, содержащие деформиро-
ванные кристаллы мусковита размером 3x4 см. В турмалин-мусковито-
вых разностях наблюдаются игольчатые кристаллы черного турмалина,
заключенные в кварце пегматита. Какой-либо полезной рудной минера-
лизации в пегматитах не установлено.
Рассматриваемые граниты инъецируют породы амурской серии, ран-
непротерозойские габброиДы и гранитоиды и содержатся в гальках
конгломератах верхнепротерозойской толщи (pr^th^), на основании
чего возраст их принят протерозойским. Внедрение их во времени от-
вечает этапу тектонической активности региона, выразившемуся в рас-
сланцевании и диафторических преобразованиях метаморфических пород
в условиях больших глубин. С этими гранитами предположительно можно
связывать образование жил и линз специфического серого зернистого
кварца, насыщающих местами бластомилониты по метаморфическим поро-
дам. Гальки подобного кварца особенно многочисленны в верхнепроте-
розойских (?) конгломератах С13,237•
Позднепротерозойские интрузии (?)
Рассланцованные субвулканические гранит-порфиры (yi^yjrPR^?)
установлены на водоразделе р.Корея и руч.Голубой, где ими сложена
выделяющаяся в рельефе г.Высокая (абс.выс.13П), и территориально
примыкают к выходам толщи липаритов и фельзит-порфиров (PH^?i^3)
В 6-8 км к северо-западу от г.Высокой гранит-порфиры содержатся в
виде ксенолитов среди ранне- и позднепалеозойских гранитов, а лай-
ки (.tfli' и?з?)их мощностью 0,5-3 м на правобережье р.Лимка-Макит и
в верховьях руч.Голубой прорывают нижнепротерозойские метаморфичес-
кие образования.
Гранит-порФиры - серые и темно-серые, грубосланцеватые и лин-
зовидные-сланцеватые породы, в которых порфировые выделения калие-
вого полевого шпата, кварца и плагиоклаза составляют 15-45% чх объе-
ма. Вкрапленники калиевого полевого шпата имеют таблитчатую и не-
правильную форму, вытянуты до I см по сланцеватости пород, интен-
сивно политизированы, нередко разорваны, трещиноваты, и по трещин-
кам в них образуется мелкозернистый агрегат кварца и альбита.
Вкрапленники кварца размером 0,2-3,5 мм округло-неправильной фор-
мы также вытянуты по сланцеватости пород, деформированы, имеют ве-
ретенообразное и мозаичное погасание, редко гранулированы. Плагио-
клаз в порфировых выделениях интенсивно серицитизирован, трещино-
ват, иногда раздроблен, содержит по трещинкам новообразования
кварца и альбита, реже кварца, серицита и зпидота. Отдельные зер-
на плагиоклаза окружены каемкой мелкочешуйчатого агрегата биотита.
Структуры основной массы гранит-порфиров аллотриоморфнозопнис-
тая, бластогранитовая, лепидогранобластовая; микротекстуры - вол-
нисто-полосчатая или пятнисто-полосчатая, обусловленные скопления-
ми агрегатов слюды. Основная масса состоит из изометричных зерен
кварца, полевых шпатов, единичных зерен сине-зеленой роговой об-
манки и скоплений мелкочешуйчатого биотита. В ней нередко содержат-
ся линзовидные и гнездовидные обособления, реже прожилки, мпгро-
зернистого агрегата кварца или кварца и альбита. Изредка развива-
ются зерна решетчатого микроклина и : шкроклин- пертита неправильной
формы, замещающие калиевый полевой шпат порфировых выделений, кор-
родирующие зерна плагиоклаза и разъедающие основную массу породы.
Микроклинизация и биотитизация гранит-порфиров в районе г.Высокой
вызвана контактовым воздействием на них раннепалеозойских грач.ттои-
дов. Из акцессорных минералов в породах отмечаются в единичт?—< мел-
ких зернах апатит, циркон, монацит.
Пространственная сопряженность гёсгчатр -раемих гранит-п^и-
ров со стратифицированными кислыми эфФуззвями верхнего протерозоя
(PR^?tr2), близость их петрографических составов, структурно-текс-
турных особенностей и характера вторичных преобразований позволяют
считать первые субвулканическими аналогами вторых, а поэтому воз-
раст гранит-порфиров - поздиепротерозойским (?). Гальки гранит-
порфиров, как и рассланцованных липаритов, содержатся в конгломера-
тах верхнепротерозойской (PR^Ttr^) толщи на правобережье р.Амган-
Макит £l3,23j.
Раннепалеозойские интрузии
Граниты биотитовые, роговообманково-биотитовые порфиробласти-
ческие, катаклазированные, редко плагиограниты, гранодиориты (У^ИЦ)
слагают два обширных поля - в бассейнах Кивили и 'Туюн. Здесь с за-
ключенными в них более древними образованиями протерозоя они пред-
ставляются как крупные провесы кровли позднепалеозойских интрузий,
разобщенные выходами последних, часто ограниченные с краев и рас-
члененные на блоки разломами. Небольшие (0,6-15 км^) ксенолиты опи-
сываемых пород среди позднепалеозойских интрузий закартированы к
западу от хр. Турана - в верховьях р.Тексика, в междуречье Ульма-
Джалинда, на правобережье р.Кера, в верховьях р.Исикан и других
местах.
По характеру соотношений с вмещающими породами, особенностям
структур и текстур эти гранитоиды имеют признаки как магматическо-
го, так и метасоматического происхождения. Впечатление о большой
разнородности их усиливается обилием переработанных ксенолитов раз-
личных древних пород, постоянно проявленными протоклазом и много-
стадийностью минералообразования, наложенными процессами катаклаза
и рассланцевания вплоть до превращения пород в бластомилониты в
зонах долгоживущих разломов. Все это, а также сложная блоковая тек-
тоника и недостаточная обнаженность на многих участках распростра-
нения этих гранитоидов, не позволяют даже приближенно выделить сре-
ди них на геологической карте различные генетические типы или фа-
циальные разновидности.
Удовлетворительно обнажены описываемые гранитоиды только в
бассейне Кивили, где массив их занимает площадь около 220 км'".
Судя по преобладающим замерам элементов гнейсовидности, он погру-
жается на северо-запад под углами 50-70°. Направление гнейсовиднос-
ти совпадает с направлением полосчатости и рассланцевания метамор-
фических пород и раннепротерозойских габброидов на этом участке.
В разных частях массива наблюдаются различные по составу, структу-
ре и внешнему облику гранитоиды. В данном случае зто можно объяс-
нить своеобразной "зональностью" массива. В тех местах, где внутри
него имеются останцы раннепротерозойских габброидов, по делювиаль-
ным свалам удается проследить постепенные переходы от габбро-амфи-
болитов через пятнистые метасоматически измененные породы до пор-
фиробластических гранодиоритов и даже массивных гранитов.
Метасоматическая переработка проявлена неравномерно (полосами
и пятнами) и выражается в появлении крупных порфиробластов микрокли-
на и межгранулярных обособлений кварца и микроклина. Кварц нередко
образует и тонкопрожилковые агрегаты. Характерны новообразования
гломеробластовых агрегатов биотита. Суммарное содержание кварца и
биотита в метасоматически измененных габброидах колеблется от 5
до 20?. Ширина макроскопически видалых зон микроклинизации и оквар-
цевания в породах достигает 0,5-1 км, но иногда переход можно ви-
деть на расстоянии нескольких метров. Граница между гранитоидами
и гранитизированными породами проводится по появлению в породах
15-20? кварца при общем осветлении их за счет развития микроклина.
Гранитоиды зндоконтактовнх зон характеризуются грубопятнистой
текстурой, неравномерным распределением темноцветных и салических
минералов. Лейкократовые разности чередуются с мезократовыми, от-
вечающими по составу гранодиоритам и, в сущности, представляющими
реликты субстрата. В приконтактовых частях гранитов с метаморфи-
ческими породами (бластомилонитами) появляются народы очковой текс-
туры, отвечающие по составу гранодиоритам с явно выраженными чер-
тами метасоматического происхождения. Очковые гранодиориты часто
содержат линзы и неввдержанные по шир'"не полоски мелкозернистых
биотитовых гнейсов, сохраняющих прису .е им текстуоные особенности
(сланцеватость и плойчатость).
При удалении к центральным частям массива, вероятно, в область
наиболее глубокого (?) эрозионного среза (правобережье р.Иеиемна),
начинают преобладать относительно лейкократовые гигантозернистые
катаклазированные граниты почти массивной текстуры, но по-прежнему
с неравномерным распределением в породе темноцветных минералов.
Среди гигантозернистых гранитов встречаются порфиробластические
очковые разности.
В пределах другого крупного массива, занимающего большую пло-
щадь в басоейне р.Туюн и в верховьях р.Бол.Линка, набор пород в
целом более однообразен. Здесь преобладают крупно- и гигантозер-
нистые субмассивные катаклазированные граниты с характерными гло-
мероблаотовыми скоплениями биотита и редкими зернами макроскопичес-
ки зеленой роговой обманки. Разная обогащенность их темноцветными
минералами обуславливает колебание составов пород от лейкократово-
го до меланократового и общий пятнистый облик гранитов даже в пре-
делах одного обнажения или делювиальной глыбы. В зонах разломов
они развальцованы, хлоритизированы, а вблизи вмещающих пород тек
же, как и в бассейне Кивили, имеют гнейсов-д”ые и полосчатые текс-
туры.
К западу от хр.Турана к описываемому комплексу отнесены пла-
гиограниты, сохранившиеся в небольших (1,5-6 тг?) ксенолитах среди
позднепалеозойских гранитоидов. Неравномерное содержание в этих по-
родах темноцветных минералов, бластогранитов’-е структуры, наличие
скоплений крупночешуйчатой слюды в интерстициях медку кристаллами
полевых шпатов и кварца, постоянно наблюдаемая грануляция зерен
кварца и дефирмированность зерен плагиоклаза позволяют считать та-
кое отнесение обоснованным. Кроме того, установлено, что зилы пла-
гиогранитов инъецируют на левобережье р.Ульма, и правобережье р.Ке-
ра гнейсы туловчихинской свиты и раннепротерозойские граниты.
Четкие интрузивные контакты с вмещающими породами имеют, как
правило, крупнозернистые и наиболее лейкократовые по составу раз-
новидности катаклазированных гранитов. Так, на левом борту долины
р.Кивили, вблизи устья р.Мал.Кивили, в биотит-роговообманковых
гнейсах дичунской свиты наблюдались субпараллельные жилы катакла-
зированных гранитов мощностью до 2 м. Контакты жил занимают полого-
секущее положение по отношению к полосчатости гнейсов. Граниты на
контактах становятся более мелкозернистыми и заметно гнейсовидны-
ми, гнейсы слегка дроблены. Восточнее этого места, на левобережье
р.Кивили, вблизи устья р.Нороська, в коренных обнажениях было вид-
но, что катаклазированные граниты содержат остроугольные и округло-
неправильные ксенолиты габбро и амфиболитов размером до 0,8 м в по-
перечнике. Граниты на контакте незначительно обогащены биотитом и
мусковитизированы, габброиды и амфиболиты хлоритизированы, пирити-
зированы и содержат единичные кварцевые прожилки. Активный интру-
зивный контакт имеют катаклазированные граниты с кислыми эффузива-
ми верхнепротерозойского (?) возраста. Граниты на контакте не не-
сут видимых изменений, эффузивы перекристаллизованы в биотит-поле-
вошпатово-кварцевые роговики.
Для крупно- и гигантозернистых гранитов характерен серый и
голубовато-серый цвет крупных зерен полевых шпатов, что резко от-
личает эти породы от гранитоидов иного возраста. Структура грани-
тов катакластическая, бластокатакластическая, бластогранитовая,
гипидиоморфнозернистая с элементами катакластической; минеральный
состав следующий: плагиоклаз № 20-28 (15-30%), кварц (30-40%), ка-
лиевый полевой шпат (30-40%), биотит (3-8%), роговая обманка (0-3%),
мусковит (0-1%), акцессорные минералы (ед.зерна) - апатит, циркон,
сфен, титаномагнетит.
Плагиоклаз в породах интенсивно подвергается процессам деанор-
титизации - серицитизирован, содержит выделения минералов группы
эпидота и агрегата соссюрита. Обычно его зерна деформированы, по
краям обдавлены и гранулированы с образованием микрозернистого аг-
регата кварца, эпидота, альбита. Зерна кварца сильно давлены, дроб-
лены до мозаичных агрегатов, имеют зубчатые ограничения. На стыках
они нередко перекристаллизованы в микроэернистый гранобластический
агрегат.
Калиевый полевой пшат встречается в двух генерациях. Одна из
этих генераций (микроклин-пертит) образует крупные порфиробласты,
Они деформированы, трещиноваты. По трещинам образуется бластичес-
кий мелкозернистый агрегат микроклина второй генерации, кварца и
альбита. Решетчатый микроклин второй генерации корродирует плагио-
клаз и микроклин-пертит, содержит включения кварца и темноцветных
минералов. Биотит присутствует в виде гломеробластовых агрегатов
мелких различно ориентированных чешуек, реже в неправильных дефор-
мированных пластинках; замещается мусковитом с выделением эпидота и
и рудного минерала, реже лейкоксена. Роговая обманка бледно-зеле-
ная; хлоритизирована, содержит выделения лейкоксена и рудного мине-
рала. Из акцессорных наиболее крупные овальной формы зерна образу-
ет апатит, наиболее распространен пиркон.
Гранодиориты "очковой" текстуон - серые и темно-серые породы.
"Очки" занимают 20-40% объема породы и представлены калиевым поле-
вым шпатом с "пятнам" деанортитизированного плагиоклаза или пла-
гиоклазом й 20-24, с периферии зерен замещенным агрегатом мелйих
зернышек кварца и микроклина, реже одного микроклина. Основная
ткань пород среднезернистая, сложена олигоклазом К 22-26 (20-35%),
решетчатым микроклином (25-40%), квапцем (15-25%), биотитом (10-20%),
роговой обманкой (0-10%). Структура ее коррозионная, катакластичес-
кая, гетеробластовая. Характер отдельных минералов, их соотношение
друг с другом -и вторичные низкотемпературные изменения идентичны
минералам в гранитах. Из акцессорных минералов наиболее распростра-
нен апатит.
Плагиограниты имеют бластограгитовую структуру и сложены оли-
гоклазом Д 20-22 (50-65%), кварцем (25-40%), микроклином (10-25%),
биотитом (7-15%). Акцессорные минералы - циркон, апатит, сфен,
редко апатит и магнетит; вторичные - г/усковит, хлорит, серицит.
Биотит в породах часто замещен мусковитом.
Граниты (обр.4851) - породы (табл.1), пересыщенные кремнезе-
мом (Gl=36,4), богатые-щелочами (^=7,3) и занимающие, по Р.Дэли, про-
межуточное положение между гранитам*; всех периодов и щелочными гра-
нитами. "Очковые" гранодиориты (обр.3296), в отличие от гранитов,
менее пересыщены кремнеземом (0^27,7) и содержат меньшее количест-
во щелочей (-| = 5,7). Количество и содержание элементов-примесей
в этих гранитоидах, по результатаи спектрального анализа, близко к
таковым в раннепротерозойских гранитоидах. По сравнению с Марко-
выми значениями для гранитоидов, по А.П.Т’ноградову, в отдельных
пробах несколько повышены содержания свинца (до 0,003%) и меди
(до 0,003%).
С рассматриваемыми гранитоидами связаны немногочисленные жи-
лы розовых катаклазированных мелкозернистых гранитов (yiPZj
и характерных, с темным калиевым полевым шпатом, крупноблоковых
пегматитов Р-7) Мощность их не превышает 2 м, контакты с вмещаю-
щими метаморфическими породами и материнскими гранитоидами четкие.
Граниты z гранодиориты такого типа широко распространены на
сопредельных территориях [1,2,4] , где возраст их принят ранне-
палеозойским.
Ранне-среднепалеозойские
интрузии
Граниты биотитовые (гранодиориты, редко кваргг’-ые
диориты (у(Р, Р2ИХ) слагают значительные по площади (ЗО-ПО кмг)
массивы в меадуречье Бол.Куваку-Утанах и на левобережье р.Кивили,
а также целый рад более мелких (0',6-S км^) тел на правобережье
р.Кивили и в мевдуречье Туюн-Бол.Димка.
Наиболее крупный массив этих пород протягивается в северо-
восточном направлении от р.Бол.Куваку через бассейн верхнего тече-
ния р.Дягдагле до верховьев р.Утанах, он интрудирован на юге и
севере позднепалеозойскими гранитоидами.Внутренние части его (вер-
ховье р.Кувака-Макит) сложены однообразными среднезернистыми био-
титовнми гранитами, лишь изредка содержащими прямоугольные таблит-
чатые порфиробласты серого микроклина.
На левобережье р.Дягдагле, вблизи гнейсов туловчихинской сви-
ты, среди гранитов появляются гнейсовидные разности, обогащенные
биотитом и сильно насыщенные ориентированными по гнейсовидности
порфиробластами микроклина. Наблюдаемая в отдельных случаях нерав-
номерная обогащенность пород биотитом и "вихреобразное" распреде-
ление скоплений его чешуек смогут свидетельствовать о том, что эти
породы, возможно, являются глубоко переработанными ксенолитами
гнейсов. Многочисленные жилы биотитовых гранитов в рассланцованннх
биотитовых гнейсах, как можно было наблюдать в береговых обрывах
по р.Дягдагле' [ 23] , ориентированы примерно параллельно сланцева-
тости вмещающих пород, имеют четкие контакты с ними, но сами гра-
ниты жил содержат ассимилированные (с расплывчатыми контурами)
ксенолиты гнейсов.
На восточной окраине массива (левобережье р.Кувака-Макит),
где описываемые гранитоиды контактируют с раннепротерозойскими габ-
броидами и раннепалеозойскими гранитоидами, проявлена фация грано-
диоритов. При этом основность пород увеличивается вблизи габброидов,
где встречены слабо гнейсовидные средиезернистые роговообманково-
биотитовые кварцевые диориты. Эти породы содержат единичные порфи-
робласты микроклина и шлиры мелкозернистых диоритов. Мелкозернистые
диориты, по-видимому, это продукты перекристаллизации вмещающих
пород (габброидов). Вместе с тем в гранодиоритах и кварцевых дио-
ритах имеются ксенолиты хлоритизированных гнейсовидных габбро не-
правильной формы размером до 8 см в поп.з речнике.
Другой крупный массив рассматриваемых пород протягивается по-
лосой шириной 3-4 км в северо-восточном направлении от р.Кивили
через низовья р.Мал.Кивили в бассейн р.Иеиемна. С северо-запада и
юго-востока на значительном протяжении он ограничен разломами, а
юго-западное его окончание срезано интрузией позднепалеозойских
гранитоидов. Вмещают массив раннепалеозойские граниты и метаморфи-
ческие породы дичунской свиты. Он имеет зональное строение. Цент-
ральные его части сложены ореднезернистыми биотитовыми, переходя-
щими иногда в лейкократовые, катаклазированными гранитами, которые
местами, в свою очередь, совершенно постепенно переходят в серые
гнейсовидные граниты, содержащие единичные удлиненно-таблитчатые
порфиробласты микроклина, В краевых частях распространены преиму-
щественно среднезернистые гнейсовидные гранодиориты, имеющие посте-
пенные переходы как в близкие им по внешнему облику граниты, так
и в более меланократовые кварцевые диориты.
Распределение всех этих разностей иногда носит шлировчл ха-
рактер. Кварцевые диориты часто содержат округло-неправ иль fine и
уплощенные включения мелкозернистых диоритов. Наличие вокруг этого
массива во вмещающих породах согласных с их гнейсовидностью и слан-
цеватостью жил описываемых гранитов, а также то, что направление
гнейсовидности пород массива согласуется с направлением рассланце-
вания.вмещающих пород, позволяют считать массив щитообразным те-
лом, наклоненным круто к северо-западу.
Небольшие интрузивы рассматриваемого комплекса, особенно ши-
роко распространенные среди раннепалеозойских гранитоидов в между-
речье Туюн-Бол.Аимка, сложены преимущественно гранодиоритами, сре-
ди которых спорадически встречаются граниты и кварцевые диориты.
Граниты, гранодиориты и кварцевые диориты инъецируют раннепалсозойс-
кие гранитоиды и метаморфические породы. Контакты жил четкие, на
контактах те й другие породы существенных изменений не претерпевают
Изометрическая форма зерен минералов, желтоватый цвет зерен
кварца, серый - полевых шпатов и темный - биотита обуславливают ха-
рактерный "рябой" внешний облик описываемых гранитоидов. Мелкозер-
нистые разности гранитоидов обычно четко гнейсовидны. Распределение
темноцветных минералов по массе породы визуально равномерное, а не
гнездами или полосами, как у пород более ранних интрузивных фаз.
Особенностью рассматриваемых пород, сближающей их с раннепалеозойс-
кими гранитоидами, является регионально проявленный в них катаклаз.
Граниты имеют порфировидную гипидиоморфнозернистую, бласто-
катакластическую, бластогранитовую, гранобластовую и коррозионную
структуры; состоят из плагиоклаза (15-30%), кварца (30-40%), микро-
клина (25-40%), биотита (5-10%). В гранодиоритах содержания породо-
образующих минералов следующие: плагиоклаза 45-50%, микроклина 10-
20%, кварца 15-25%, биотита 5-10%, роговой обманки до 5%. Акцессор-
ные минералы идентичны для гранитов и гранодиоритов (менее 1%):
сфен, магнетит, ильменит, редко циркон, монацит и рутил.
Кварцевые диориты характеризуются призматически' зернистой,с
элементами катакластической и бластокатакластической структурами.
По сравнению с гранодиоритами они содержат больше роговой обманки
(до 30%), биотита (до 10%) и мало микроклина (до 10%) и кварца (до
15%). Из акцессорных минералов (до 2%) характерны сфен, апатит,
ильменит, редко циркон. Плагиоклазы в породах образуют широкотаб-
литчатые тонкосдвойникованные зерна (й 26-36). По краям они обдавле-
ны, сами зерна трещиноваты, серицитизированы, иногда содержат мир-
мекиты. Микроклин имеет часто пертитовое строение, замещает и кор-
родирует зерна плагиоклаза. Кварц встречается в ксеноморфных дефор-
мированных зернах, часто раздробленных, биотит - в неправильных че-
шуйках (1-я генерация) или в гломеробластовых агрегатах мелких че-
шуек (2-я генерация), равномерно распределенных в породе. Для гра-
нитов свойственно частое замещение биотита мусковитом, а роговой
обманки - биотитом и хлоритом.
С породами рассматриваемой Интрузивной фазы связаны многочис-
ленные дайки среднезернистых биотитовнх, днуслюдяных, мусковитовых
и лейкократовых гранитов (^ pzi_2^ и лейкократовых пегматитов
(J3 pzi_2)« Дайки мощностью 0,3-2,5 м распространены среди материнс-
ких гранитоидов и более древних пород, тлея с ними четкие и резкие
контакты. В междуречье Кивили-Иеиемна и на-левобережье р.Иеиемна
они локализованы в лайковые поля северо-восточного простирания. Лай-
ковые граниты - массивные катаклазированные и гнейсовиднне породы
серого и белого цвета. Структура их аллотриоморфнозернистая, бласто-
гранитовая, гранитовая; минеральный состав следующий: микроклин
(20-40%), олигоклаз (10-30%), кварц (30-45%), биотит (0-10%), мус-
ковит (0-8%), вторичные минералы - серицит, эпидот, хлорит, акцес-
сорные - сфен, циркон, гранат. Пегматиты - бледно-розовые породы
кварц-микроклинового состава, слабо дифференцированные, иногда со-
держащие единичные зерна розового граната, гнезда биотита или мус-
ковита.
По химическому составу (табл.1) катаклазированные среднезер-
нистые граниты (обр.6957) близки к аляскитам, гранодиориты (обр.
3264) - гранит-порфирам, по Р.Дэли. Повышенная щелочность гра-
нодиоритов вызвана их микроклинизацией. Кварцевые диориты (обр.
3730а) по химизму отвечают кварцевым монцонитам-гранодиоритам, пере-
сыщены кремнеземом (Q.=2I,6), но бедны щелочами (^3,0). Из злемен-
тов-примесей, по сравнению со средними содержаниями их в гранитои-
дах, по А.П.Виноградову, в рассматриваемых породах отмечены стабиль-
но повышенные содержания иттрия (до 0,005%) и иттербия (0,005%).
Описываемые гранитоиды инъецируют раннепалеозойские катакла-
зированные граниты и сами прорваны гранитоидами главной интрузивной
фазы позднего палеозоя. Определения абсолютного возраста их К- Ли
методом по валовой пробе (табл.2, Д 3317 и 4312) дали противореча-
щие геологическим данным результаты. [ 23J - соответственно 160 и
371 млн.лет. Последнее из приведенных определений указывает только
на начало карбона. В бассейне р.Мельгин сходные граниты выделены
под названием "суларинских", на Мал.Хингане - "бирских". Возраст
тех и других считается ранне-среднепатеозсйским.
Позднепалеозойские интрузив
Интрузивы этого комплекса занимают 50% территории. По после-
довательности внедрения выделяются три интрузивных фазы: I) габбро-
диориты, диориты; 2) граниты, гранодиориты, кварцевые диориты;
3) граниты и гранодиориты. В объеме комплекса вторая (главная) фа-
за составляет 85%, третья 1Т%.
Габбро-диориты («ЙР2 ’), диориты (Ягг^?) слагают многочислен-
ные ксенолиты преимущественно в краевых частях массивов 2-й фазы
позднего палеозоя и несколько небольших (6,8-1,2 юл2) штокообраз-
ных тел среди раннепротерозойских (правобережье р.Дягдагле, верхо-
вья р.Бол.Куваку) и раннепалеозойских (бассейн р.Кивили) гранитои-
дов. Непосредственные взаимоотношения их с вмещающими породами не
установлены, но свежий облик габбро-диоритов, по сравнен’.™ с гней-
совидными часто сильно рассланцо ванными окружающими породами, позво-
ляет считать их более молодыми.
Габбро-диориты - темно-серые средне- и неравномернозернистые
породы массивной и неяснополосчатой текстур. Вследствие неравномер-
ного распределения темноцветных минералов или разной их размернос-
ти текстура пород/иногда шлировая. Структура габбро-диоритов приз-
матическизернистая, переходная к габбровой, и пойкилоофитовач; ми-
неральный состав: роговая обманка (30-45%), плагиоклаз (45-60%),
биотит (0-5%), акцессорные минералы (до 3%) - ильменит, апатит,
CQ
<я
и
Is
ч
СИ
Абсолютный возраст торных пород
СО. LO LO СО LO СО (V СО СО СО о 8 S 8 Й о 6 о о о о о о о о о о о о о" о
О 'гн h сп < 1 О о Ы со ю о со со с со со н СО Н Ю СО LO СО CQ CQ
LO О СО !> СО СО СО о о о о О О СО СО 'Ф Ж? W (X1 Н
Возраст млн.лет О н Н СО СО LO СО СО О Ы Ы Ы Ы СО H CQ
Место взятия образца и его номер ’на карте Среднее течение р.Аимка-Макит, № 3051 Междуречье Бол.Аимка-Кивили, № 3070 Левобережье Мал.Артнк, # 3205 Бассейн р.Иеиемна, № 3317 Верховье Мал.Кивили, № 4312 Верховье Мал.Кивили, J8 4334й Бассейн р.Дягдагле, J6 1932
Название и геологический возраст анализированной породы Биотитовый гранит Лейкократовый гранит fyi Т) Лейкократовый гранит (ytT Биотитовый гранит ( То же ( Y ” " Р23) Диорит кварцсодержащий
сфен, пирит, редко циркон, вторичные - кварц (до 2%), биотит,
хлорит, серицит, эпидот, лейкоксен.
Диориты, связанные с габбро-диоритами постепенными взаимо-
переходами, - серые среднезернистые породы, имеющие приэматически-
зернистую структуру. В отличие от габбро-диоритов они содержат мень-
ше роговой обманки (20-30%), больше биотита (до 15%) и кварца (до
5%). Акцессорные минералы и характер вторичных изменений те же,
что и габбро-диоритов. Лишь в редких случаях установлена некоторая
обогащенность диоритов акцессорным апатитом (до 5-10%). Среди
среднезернистых диоритов в большом количестве встречаются мелкозер-
нистые разности, имеющие также призматическизернистую структуру.
Но в отдельных случаях, когда зерна роговой обманки и плагиоклаза
принимают овальную форму, структура пород приближается к грано-
бластовой. Эти дисриты имеют постоянно выраженную микротакситовую
текстуру, неравномерно (пятнами) обогащены роговой обманкой. В них
изредка отмечаются обособления лейкократового аплитового материала.
Не исключено, что мелкозернистые диориты являются продуктом глубо-
кой переработки различных древних пород основного состава магмой
поэднепалеозойских интрузий.
Позднепалеозойокий возраст пород описываемой интрузивной фазы
принят по аналогии с соседним с севера районом C22J . Определение
абсолютного возраста диоритов К-АГ-методом (табл.2) по валовой про-
бе (№ 1932) показало 201 млн.лет (граница триаса и юры) и отражает
вероятно, время проявления более поздних наложенных процессов [23}.
Граниты биотитовые, роговообманково-биотитовые порфировидные^
крупно- неравномерноэернистые и среднезернистые; граниты биотито-
вые лейкократовые; гранодиориты, редко кварцевые диориты (.frPZa)
слагают три обширных, разобщенных выходами более древних пород по-
ля: в северо-западной, центральной и юго-восточной частях террито-
рии. Небольшие, неправильной в плане формы тела гранитов обнажают-
ся также среди допозднепалеозойоких образований в бассейне Туюн и
Кивили. Представляется, что все выходы описываемых гранитоидов яв-
ляются составными частями единого крупного "батолитообразного" мас-
сива, распространяющегося на сопредельные территории.£2,22}.
Характерные особенности гранитоидов рассматриваемой фазы в
районе следующие: I) изменчивый состав - от кварцевых диоритов до
лейкократовых гранитов; 2) наличие краевых фаций, представленных
либо гранодиоритами, либо лейкократовыми гранитами; 3) выдержан-
t ная массивная текстура пород; 4) прямоугольная форма порфироблас-
тов розового микроклина, имеющих автометасоматическую природу, и
округлая - зерен полупрозрачного кварца; 5) наличие в гранитах и
гранодиоритах многочисленных "шлиров” мелкозернистых диоритов;
6) секущие, резкие, часто эруптивные контакты с вмещающими порода-
ми. Среди гранитоидов наделяются несколько типов пород, связанных
постепенными взаимопереходами и различающихся по петрографическому
составу и структурно-текстурным особенностям.
Гранодиориты и сопутствующие им кварцевые диориты приурочены
к контактовым частям массива и устанавливаются, как правило, в
местах выходов ксенолитов и останцов более древних пород, имеющих
преимущественно основной постав. Внешне это серые и светло-серые
массивные, крупно-среднезернистые, иногда порфировидные породы.
По составу они роговообманково-биотитовые, при этом биотит присут-
ствует в крупных, хорошо образованных таблицах.
, Структура пород монцонитовая, иногда переходная к призмати-
ческизернистой, минеральный состав: слабоэональный плагиоклаз
й 38-42 (35-50%), микроклин (10-20%), кварц (20-25%), биотит (2-
10%), роговая обманка (10-15%). Акцессорные минералы разнообразны -
апатит, сфен, циркон, ортит, ильменит, магнетит; содержание их
большее (до 3%), чем в других фациальных разновидностях описывае-
мых гранитоидов. Сфен в виде ромбовидных кристаллов часто хорошо
виден невооруженны:/ глазом. Кварцевые диориты по сравнению с гра-
нодиоритами содержат меньше кварца (15-20%), больше биотита (5-
15%) и роговой обманки (до 20%).
Вторичные постериорные изменения выражаются в хлоритизации
темноцветных минералов, замещении биотита мусковитом, политизации
калиевого полевого шпата, развитии агрегата соссюрита по плагиокла-
зу. В породах неравномерно проявлен калиевый метасоматоз, наблюда-
ются коррозионные структуры. В зернах микроклина (до I см в дли-
ну} содержатся реликты деанортитизированного плагиоклаза, включе-
ния кварца, мусковитизированного биотита и хлоритизированной ро-
говой обманки. Широкое развитие фации гранодиоритов (краевой) в
северо-западной части территории свидетельствует о сложных и пре-
имущественно пологих контактах интрузива с вмещающим породами на
этом участке.
Порфировидные и среднезернистые биотитовые, реже роговообман-
ково-биотитовые граниты характеризуют центральные, глубоко эроди-
рованные части массива и распространены в бассейне Кивили, Лягдаг-
ле-Макит и на правобережье р.Туюн. Зто розово-серые массивные по-
роды. Среднезернистые их разности имеют гипидиоморфнозернистую
структуру и состоят из плагиоклаза Я 24-28 (15-45%), микроклина
двух генераций (25-36%), кварца (25-30%), биотита (5-15%), роговой
обманки (0-3%), акцессорных минералов (до 1%) - сФена, апатита,
магнетита, циркона, ортита. В порфировпдных разностях широко про-
явлен калиевый метасоматоз, выражающийся в образовании порФировпд-
них зерен (порфиробластов) микроклина. При этом зерна плагиоклаза
и кварца основной массы становятся трещиноватыми из-за напряжений,
вызванных ростом порфиробластов. Микроклиниэированные гранитп тле-
ют коррозионные структуры, в породах появляются мирмекиты и симпле-
ктиты (вроотки кварца в биотите)Порфиробласты микроклина дости-
гают в длину 2,5 см. Распределены они беспорядочно, размеры и коли-
чество их меняются. Лиль в редких случаях порфиробласты грубо ориен-
тированы в одном направлении.
Крупно-неравномернозернистые граниты в виде полосы северо-
восточного направления прослеживаются от р.Тексика до р.Кивили
.вд-ль хр.Турана. Порфиробласты микроклина сильно насыщают порсды и,
смыкаясь, обусловливают крупно-неравномернозернистую, близкую к
пегматоидной, структуру последних.
Лейкократовые биотитовые граниты, содержащие малое (1-2$) ко-
личество биотита, распространены незначительно. Они среднеэерниотые
и порфировидные и образуют среди биотитовых гранитов шлирообразные
обособления размером от первых сантиметров до первых десятков мет-
ров, редко слагают участки площадью до 7-8 км^. Иногда удается на-
блюдать, что вдоль границ шлиров лейкократовых гранитов, имеющих
вытянутую форму, вмещающие граниты несколько обогащены биотитом.
Такие границы можно интерпретировать как неактивный контакт лейко-
кратовых гранитов с биотитовыми и считать первые субфазой вторых.
В отдельных случаях лейкократовые разности гранитов локализованы
вблизи контактов описываемых пород с раннепалеозойскими гранитои-
дами в полосе шириной первые десятки метров, имеют розовый цвет и
обогащены микроклином, что вызвано их интенсивной фельдшпатизацией.
Жильные породы, связанные с гранитоидами рассматриваемой фазы,
многочисленны и представлены гранитами мелкозернистыми биотитовнми
и лейкократовыми, часто аплитовидными (//^ZjJ аплитами и пегма-
титами (уэ . Наблюдаемые часто в обнажениях дайки аплитов и
пегматитов тлеют прямолинейные контакты с вмещающими породами, не-
большие (С,1-2,5 м) мощности и преимущественно северо-восточное и
северо-западное простирания. Пегматиты по составу лейкократовые и
биотитовые, крупно- и среднезернчстые, обычно зональные, в краевых
частях переходящие в аплитовидные граниты и аплиты. Ширина выходов
даек мелкозернистых гранитов достигает 5-6 м, протяженность не ус-
тановлена. Дайки локализованы внутри материнских пород, вблизи кон-
тактов последних с вмещающими образованиями. Глубоко эродированные
части гранитоидного массива, примыкающие к осевой линии хр.Турана,
дайками бедны.
Роговообманково-бпотитовые гранодиориты (обр.ПОЗ, табл.1)
пересыщены кремнеземом (0=28,0), умеренно богаты щелочами С|=4,4)
и занимают промежуточное положение между гранитами и гранодиоритами
по Р.Дэли. Граниты (обр.2035) имеют более щелочной, чем гранодиори-
ты, состав и близки к риолитам по Р.Дэли, отличаясь повышенным со-
держанием кремнезема. По данным спектрального анализа содержание
элементов-примесей в породах не превышает кларковых значений для
гранитоидов по А.П.Виноградову. Только в гранодиоритах иногда не-
сколько повышено (до 0,3%) содержание титана.
Контакты рассматриваемых гранитоидов с вмещающими разновоз-
растными образованиями четкие,резкие. В отдельных случаях в зоне
эндоконтакта граниты становятся мелкозернистыми. В коренных обна-
жениях иногда видно, что среди гранитов с массивной текстурой и от-
носительно равномерно распределенным биотитом имеются учасхКИ не-
правильной формы и разного размера, в которых биотит собран в поло-
совидные, вихреобразные и кучечные скопления. Несомнённо, эти участ-
ки являются "следами" ассимилированных и переработанных магмой ксе-
нолитов вмещающих пород. Переработанными ксенолитами являются мно-
гочисленные "шлиры" мелкозернистых диоритов, содержащиеся в грани-
тоидах и имеющие округлую и уплощенную формы. Контактовое воздейст-
вие гранитоидов 2-й фазы позднего палеозоя на вмещающие породы про-
явлено по-разному. Нижнепротерозойские мраморы превращены в зпидот-
пироксеновне скарны и в волластонитовые породы, осадочные породы
верхнего протерозоя (?) ороговикованы. Более древние граниты на кон-
тактах с породами фазы существенных изменений не претерпевают.
Позднепалеозойский возраст пород описываемой интрузивной фа-
зы принят на том основании, что они прорывают раннепалеозойские и
ранне-среднепалеозойские гранитоиды и, в свою очередь, прорваны
гранитоидами последующей фазы позднего палеозоя. На сопредельной
к северо-востоку территории нижний возрастной предел подобных гра-
нитоидов четко определен тем, что они прорывают и ороговиковывают
фаунистически охарактеризованные среднедевонские отложения [ I].
Абсолютный возраст гранитов в районе (К-Аг-метод по валовой пробе,
табл.2, J6 3051,4334^) равен соответственно 134 и 132 млн.лет, что
противоречит геологическим данным о их возрастном положении.
Граниты, реже гранодиориты, мелко- и среднезернистые, иногда
порфировидные слагают в бассейне р.Бол.Аимка массив пло-
щадью около 40 км^, протягивающийся к востоку за пределы характе-
ризуемой территории, и ряд штокообразных, овальной и неправильной
в плане формы тел площадью от 0,8 до 20 км^ - в других частях тер-
ритории. Пространственно многие из этих тел тяготеют к окраинным
частям полей распространения гранитоидов предыдущей фазы. Наи-
большее их количество закартировано в бассейне р.Туюн, где мелкие
тела часто сближены и, по-видимому, являются апикальными частями
еще только начавших вскрываться эрозией более крупных массивов.
Крупные тела сложены среднеэернистнми биотитовыми гранитами.
Мелкозернистые и порфировидные разности характерны для мелких што-
ков. Гранодиориты распространены незначительно, внешне похожи на
граниты (в тех и других полевые шпаты светло-сеоого цвета) я не
обнаруживают четкой приуроченности к каким-либо частям гранитоид-
ных тел. Общая особенность - наличие в краевых частях тел грачитои-
дов лейкократовых по составу биотитовых гранитов, содержащих мно-
гочисленные жилы и шлиры гранатовых аплитов и гранатовых пегматитов.
Ширина выходов лейкократовых разностей не превышает 100-2ОС м. От-
дельные тела в бассейне р.Туюн, эрозионный срез которых незначите-
лен, нацело сложены мелко- и среднезернистыми лейкократовыми би'о-
титовыми гранитами, насыщенными пегматитовым материалом. Среди
этих гранитов изредка встречаются и роговообг "гвые разности, на-
личие которых обусловлено, скорее всего, ассимиляцией вмещающих по-
род основного состава. В телах, обнажающихся на левобережье р.Ниж.
Ерсекан, вследствие наложенной микроклинизации описываемые -граниты
имеют розовый цвет и содержат порфиробл .„ты микроклина. Эти породы
испытали катаклаз, который предшествовал иикроклинизации.
Неизмененные граниты тлеют порфировидную, монцонитовую, гипидчо-
морфнозершгстую, иногда переходящую в гранофировую и пеплатитовую,
структуры и состоят из зонального плагиоклаза 24-30 (20-25%),
калиевого полевого шпата (35-4®), кварца (25-3®), бпотита (5-1®),
акцессорных (до 2%), офена, апатита, магнетита, ортита, граната,
циркона, пирита, монацита, ксенотима. Вторичные минералы представ-
лены мусковитом, хлоритом, серицитом, эпидотом. Гранодиориты содер-
жат больше зонального плагиоклаза (до 5®), биотита (до 25%) и мень-
ше (не более 2®) микроклина.
Жильный комплекс, связанный с этими гранитоидами, представлен
мелкозернистыми лейкократовыми биотитовыми гранитами (?2^3Л не
отличающимися от пород массивов, а также гранатовыми аплитами и
пегматитами Жилы гранитов встречаются вблизи массивов
материнских пород, мощность их не превышает 1,5 м, ориентированы
они беспорядочно. Аплиты и пегматиты локализованы в зонах эндокон-
тактов тел описываемых гранитоидов, мощность их жил не превышает
О,5-0,8 м, ориентировка - также самая различная.
Типичный гранит этой фазы (обр.4506, табл.1) умеренно богат
щелочами и отвечает, по Р.Дэли, граниту всех периодов. Спектральным
анализом в описываемых гранитоидах установлены стабильные содержа-
ния молибдена (0,0001%), меди (0,00т%), свинца (0,003%), цинка
(0,02-0,03%), циркония (0,02%), бериллия (0,0005%). Граниты отдель-
ных тел на лево- и правобережье р.Туюн претерпели интенсивную гид-
ротермальнр-пневматолитовую переработку и превращены в грейзены и
метасоматиты,содержащие молибденовую,оловянную п флюоритовую мине-
рализации.
Кварц-мусковитовне грейзены и сильно грейзинизированные гранита
массивные и полосчатые серибристо-белые породы, обладающие грано-
лепидобластовой, гломеролепидобластовой и порфиробластовой струк-
турами и состоящие из кварца (30-55%), реликтовых зерен плагиокла-
за (5-10%), мусковита (30-50%), микроклина (6-10%), флюорита (до
5%), молибденита (до 2%), апатита и сфена (единичные зерна). Поле-
вошпат-мусковитовые метасоматитн - серые и розовые породы, обога-
щенные мусковитом (до 40%) и микроклином (до 70%). При их образова-
нии вынос кремнезема происходил параллельно с микроклинизацией, на
что указывает наличие свежих зерен микроклина, содержащих включе-
ния замещаемого кварцем и мусковитом плагиоклаза.
Гранитоиды рассматриваемой интрузивной фазы прорывают все бо-
лее древние образования. Они широко распространены на сопредельной
с востока территории Г 21, где возраст их считается позднепалеозойс-
ким.
Триасовые интрузии
Граниты лейкократовые до аляскитовых (/<• Т) пользуются широ-
ким распространением в районе, слагая крупные (60-140 км^) массивы
в междуречье Бол.Аимка-Кивили, в верховьях р.Тексика, в бассейне
р.Иса, на левобережье р.Джалинда, а также целый ряд более мелких
тел в разных частях территории. Форма массивов в плане различная -
вытянутая, неправильная, угловатая, коленообразная и крестовидная.
Наиболее крупные из них приурочены к разломам, ограничивающим круп-
ные блоки древних пород среди позднепалеозойских гранитоидов. Мел -
кие штокообразные тела лейкократовых гранитов, располагающиеся сре-
ди гранитоидов 2-й фазы позднего палеозоя, также группируются в це-
почки северо-восточного и северо-западного направлений и контроли-
руются разрывами этих простираний.
Отличительные особенности рассматриваемых гранитов, кроме лей-
кократового их состава: I) округлая и округло-изометричная форма
зерен полевых шпатов; 2) темный цвет зерен кварца, повышенный идио-
морфизм их в порфировидных разностях пород; 3) сравнительно высокая
гамма-активность; 4) хорошо выраженная плитчатая отдельность; 5) на-
личие в краевых частях массивов пород с директивными (гранулитоно-
добными) текстурами; 6) постоянно выраженный субщелочной состав.
Внешне граниты представляют собой породы светло-серого, бело-
го и розового цвета, массивные, в краевых частях интрузий - гнейсо-
видные за счет ориентированного распределения зерен кварца. В круп-
ных массивах и центральных частях большинства штокообразных тел
породы обычно крупно- и среднезернистые, в краевых частях их, а
также небольших штокообразных телах и дайках - чаще мелкозернистые,
иногда переходящие в гранит- порфиры. Наличие или отсутствие фа-
ции мелкозернистых гранитов и гранит-порфирсв в какой-то мере слу-
жат показателями крутизны контактовых поверхностей гранитоидных
тел с вмещающими породами и степени эродированное™ этих тел. Так,
например, крупные массивы в верховьях р.Тексика и в междуречье Бол.
Аимка-Кивили сложены однообразными средне- и крупнозернистыми био-
титсодержащими гранитами, в эоне зндоконтакта лишь несколько бо-
лее обогащенными биотитом. Границы массивов в плане прямолинейные,
что косвенно свидетельствует о крутых интрузивных контактах. В мас-
сиве левобережья р.Джалинда, напротив, четко выделяется фация гра-
нит-порфиров, имеющая ширину более I км и , по-видимому, свидетель-
ствующая, что западная контактовая поверхность этой трещинной инт-
рузии наклонена полого в этом направлении.
Крупно- и среднезернистые граниты имеют гипидиоморфнозернис-
тую, монцонитовую структуру и сложены плагиоклазом й 15-18 (20-30%),
калиевым полевым шпатом (30-45%), кварцем (30-35%), биотитом (2-4%).
Акцессорные минералы разнообразий: гранат (до 2%), апатит, магне-
тит, циркон, сфен, ортит, монацит. Из вторичных минералов отмечены
серицит, мусковит, каолинит. В аляскитах содержание калиевого поле-
вого шпата достигает 50-60%, а биотит либо отсутствует, либо содер-
жание его не превышает 1%. Мелкозернистые граниты имеют неравномер-
нозернистую аллотриоморфнозернистую структуру и состоят из калиево-
го полевого шпата (35-45%), кварца (30-35%), плагиоклаза Л 22-30
(15-20%) и биотита (2-5). Отмечена частая обогащенность этих пород
акцессорными магнетитом (до 3%), офеном, цирконом, ортитом. В от-
дельных случаях имеется (до 2%) диопсид. Гранит-порфиры содержат
идиоморфные зерна размером до 4 мм кварца, а основная масса их по
составу и структуре идентична мелкозернистым гранитам.
По химизму (см.табл.I) описываемые граниты богаты алюминием и
щелочами (^=10,9-28,8) и близки к щелочным гранитам (обр.3070,5503а)
и аляскитам (обр.5437) по Р.Дэли.
Килышй комплекс их представлен дайками самих лейкократовых
мелкозернистых гранитов (jcT), аплитов и пегматитов (J1 Т). Мощность
даек 0,1-1,5 м, простирание преимущественно северо-восточное и севе-
ро-западное?падение крутое (60-70°). Локализованы они внутри и вбли-
зи материнских пород. Пегматиты имеют кварц-микроклиновый состав,
полнодифференцированные, с аплитовой оторочкой, изредка содержат
единичные кристаллы берилла [ 23J . Кварц пегматитов, как и самих
гранитов, темного (до черного) цвета.
Спектральным анализом установлена обогащенность лейкократовых
гранитов такими элементами, как ниобий (0,003%), цирконий (0,007-
0,02%), медь (0,001-0,002%), свинец (0,003-0,005%), галлий (0,002%),
бериллий (0,0003-0,0005%), иттрий (0,003%), иттербий (0,0001-
0,0003%), цинк (0,03%). Мелкозернистые граниты, кроме того, часто
содержат до 2-5% железа.
Лейкократовые граниты прорывают в описываемом районе все доме-
зозойские породы и перекрыты талданской свитой нижнемелового воз-
раста. В ближайших районах [1.53 подобные граниты прорывают фаунис-
тически охарактеризованные среднедевонские отложения и перекрыты
верхнетриасовыми отложениями. Определения абсолютного возраста по
валовой пробе (табл.2, № 3205,3070) дали цифры соответственно 154
и 164 млн.лет [231. Учитывая данные определений абсолютного воз-
раста до 210 млн.лет [2,51, полученные на сопредельных территориях,
и соотношения этих гранитов с вмещающими и верхнетриасовыми отложе-
ниями, возраст их считается триасовым.
Раннемеловые интрузии
Субвулканические диоритовые порфириты (/Ч Kj) слагают среди
талданской свиты шесть тел площадью 1-5 км2, имеющих овальную Йор-
му и вытянутых в северо-восточном направлении. Они занимают возвы-
шенные участки рельефа и выделяются на аэромагнитной карте С 7 J по-
вышенным положительным магнитным полем. Диоритовым порфиритам часто
свойственна серийно-порфировая структура. Порфировые выделения (20-
40% объема пороДробраэованн плагиоклазом и роговой обманкой. Основ-
ная масса пород, имеющая призматическизернистую, приближающуюся к
микролитовой, структуру, состоит из андезина (40-60%роговой об-
манки (до 57%), моноклинного пироксена (до 30%), лейкоксенизирован-
ного титаномагнетита (до 3%) и вторичных хлорита, эпидота, цеолитов.
Лавобрекчии андезитов (yUcCKj) выполняют вулканическую жерло-
вину на правом борту долины р.Дягдагле. В плане жерловина выделяет-
ся в виде сопки овальной формы размером 600x500 м. В южной части
эти образования обнажены на всю ширину в береговых обрывах высотой
до 40 м, где наблюдаются брекчии с размером обломков от долей сан-
тиметра до крупных глыб, достигающих 0,6-1 м в поперечнике. Форма
обломков и глыб неправильная, они представлены андезитами и сцемен-
тированы лавой андезитов. Связующая лава, включающая мелкие облом-
ки, имеет крутые (от 40° до вертикальных) следы течения и "обтека-
ет” крупные глыбы. Снизу вверх насыщенность лавобрекчий обломками
и размеры их уменьшаются.Породы вулканической жерловины имеют пест-
рую (зеленые, бурые, серые, лиловые тона) окраску, обусловленную
гидротермальными изменениями (хлоритизацией, пиритизацией, лимони-
тизацией, карбонатиэацией, цеолитизацией). Обломки андезитов, за-
ключенные в лаву, менее затронуты вторичными изменениями. В них от-
мечена лишь слабая цеолитизация.
Лайковые диоритовы, кварцевые диоритовые порфириты (<Ы К^) и
андезиты (JCKj ) секут покровные андезиты и их экструзивные лавобрек-
чии. Диоритовые порфириты идентичны таковым в более крупных телах;
кварцевые диоритовые порфириты в отличие от них содержат до 10?
кварца. Андезиты даек петрографически сходны с покровными породами.
Дайки кварцевых диоритов распространены как вблизи поля талданской
свиты, так и на большом удалении от него, в бассейне рек Алломот,
Корея, Амган-Макит, где прорывают раннепротерозойские и палеозойс-
кие гранитоиды, будучи локализованы вблизи разломов северо-восточ-
ного направления. Мощность их не превышает 2 м.
Субвулканические гранит-порфиры (JUffXq) слагают небольшое што-
кообразное тело площадью 0,5 гаг среди раннепротерозойских гранитов
на правобережье рун.Завальный, вблизи вулканитов талданской свиты.
Дайки этих пород встречены также среди вулканитов талданской свиты
на правобережье р.Иса. Гранит-порфиры - свежего облика светло-се-
рые породы, содержащие вкрапленники кварца, микроклина, плагиокла-
за, реже биотита и имеющие микрогранитовую и сферолитовую структу-
ры основной массы. Вторичные изменения выражены в слабых серицити-
зации и ожелеэнении пород.
Туфобрекчии дацитов Kj) встречены на правобережье нижнего
течения руч.Озерного, на вершине сопки, хорошо выделяющейся в рель-
ефе и имеющей в плане овальную форму. Предполагается, что они вы-
полняют вулканическую жерловину.-На возможное наличие здесь вулка-
нического центра, приуроченного к разрыву северо-восточного прости-
рания, может косвенно указывать также, то, что наблюдаемые вблизи
этого места андезиты значительно хлоритизированы, а в отдельных
делювиальных обломках встречены гидротермально измененные породы
типа вторичных кварцитов (серицитовые микрокварциты). Туфобрекчии -
серые и розовато-серые породы, на 50-60^ состоящие из обломков
позднепалеоэойских гранитов размером до 5-6 см и осколков ксено-
генных кристаллов микроклина и кварца. Цементирующая туфовая масса,
состоящая из зерен плагиоклаза, кварца, роговой обманки и пепловых
частиц, хлоритизирована и пропитана гидроокислами железа.
Дайковые гранодиорит-порфиры (X&fKj) и кварцевые порфиры (№Kj).
Первые широко распространены в бассейне р.Туюн, вторые - изредка
встречаются в бассейне р.Исы, где секут субвулканические диоритовые
порфириты. Протяженность даек гранодиорит-порфиров достигает I км,
ширина-десятков метров, контакты их с вмещающими позднепалеозейс-
кими гранитами извилистые, иногда эруптивные. Кварцевые порфиры -
светло-сиреневые массивные породы, имеющие фельзитовую и сферолито-
вую структуры основной массы и содержащие вкрапленники биотита,
плагиоклаза и кварца.Гранодиорит-порфиры имеют зеленовато-серую
окраску. В порфировых выделениях их (5-15% объема породы) зональ-
ный андезин, кварц, зеленая роговая обманка, биотит. Основная мас-
са характеризуется микрозернистой, микрогранитовой, переходящей в
микропризматическизернистую, структурами. В зндоконтакте даек
структура основной массы пород нередко микролитовая.
Раннемеловой возраст описываемых пород среднего состава, тес-
но связанных с вулканитами талданской свиты, сомнений не вызывает.
Что касается даек кислого и умеренно кислого составов, то они мо-
гут быть более молодыми [ 2 ] . Вполне возможно также, что эти поро-
ды являются жильными дериватами еще не вскрытых эрозией раннемело-
вых интрузий, которые выделяются на сопредельной с запада террито-
рии листа М-52-У [17].
ТЕКТОНИКА
Характеризуемая территория располагается в центральной части
Туранского блока Буреинского массива. Тектонические особенности
ее определяются наличием нижне- и (?) верхнепротерозойских отложе-
ний, различающихся по степени метаморфизма и характеру складчатос-
ти, широким распространением магматических (преимущественно грани-
тоидных) комплексов, одни из которых отвечают этапам геосинклиналь-
ного развития, другие - этапам тектоно-магматической активизации
региона, а также обилием разрывных нарушений, имеющих различные
время заложения и амплитуду и контролирующих размещение интрузий
и вулканогенных образований. Сочетание разрывов различных направле-
ний обуславливает сложное блоковое строение территории.
На северо-западе района, где нижнепротерозойские метаморфичес-
кие породы наиболее распространены, они образуют крупную антикли-
наль северо-восточного простирания. Породы туловчихинской свиты,
слагающие сводовую часть и юго-восточное крыло этой структуры на
левобережье Дягдагле и в вё^овьях р.Куваку-Макит, находятся в тек-
тоническом блоке и окружены интрузия!.и. Падение пород изменяется
от 10° вблизи оси антиклинали до 85° к юго-востоку от нее. При об-
щем падении на северо-запад крыло усложнено симметричными и асим-
метричными складками второго порядка с размахом крыльев 150-300 м.
и углами падения 50-70°, на которых, в свою очередь, породы претер-
пели гофрировку. Оси мелких сладок (гофрировки), тлеющих ширину 2-
5 м и крутые до вертикальных падения крыльев, простираются согласно
с общим северо-восточный простиранием структуры, но к югу от р.Бол.
Куваку по отдельным мелким фрагментам устанавливаётся изменение про-
стирания их на близ.-леридиональное.
Рис.2. Тектоническая схема
Раннепротерозойские структуры: I - 'фрагменты складча-
тых структур; интрузивные комплексы: 2 - раннескладчатые
габброиды; 3 - соскладчатые гранитоиды; 4 - протерозойс-
кие послескладчатые гранитоиды; позднснротерозойские -
раннепалеозойские структуры: 5 - фрагменты позднепротеро-
зойских структур; 6 - поэднескладчатые гранитоиды; палео-
зойские и мезозойские структуры эпох активизации; 7 -
ран- е-среднепалеозойские; 8 - позднепалеозойские; 9 - триа-
совые; ТО - раннемеловые вулканические; II - главные раз-
ломы; 12 - прочие разломы; 13 - оси антиклиналей; 14 - оси
синклйналей.
К северо-западу за разломом (на правобережье р.Дягдагле и в
бассейне руч.Завальный) антиклиналь сопрягается с крупной синкли-
налью, имеющей ширину более 10 км. Юго-восточное крыло ее сложено
туловчихинской и дичунской свитами, а в мульде и северо-западном
крыле выходит дичунская свита. Породы синклинали рассечены разло-
мами, преимущественно согласными и субсогласннми с простиранием
структуры, на систему блоков и разделены выходами позднепалеозойс-
ких гранитов. На крыльях синклинали установлено широкое развитие
асимметричных мелких складок, которые при удалении от ее оси сме-
няются крутыми, с углами крыльев 70-80°, и, возможно, запрокинуты-
ми складками. Среди пологих складок шириной 20-30 м отмечаются
внутрипластовне дисгармоничные мелкие складки (в диопсидовых поро-
дах, заключенных в роговообманковые гнейсы).
К юго-востоку от верховьев р.Дягдагле,-в бассейне рек Кивили
и Иеиемна, по наличию отдельных ксенолитов дичунской свиты среди
палеозойских гранитоидов предполагается синклиналь, сопрягающаяся
на северо-западе с антиклиналью, сводовая часть которой в верховь-
ях р.Дягдагле была описана ранее. Имеющиеся здесь замеры элементов
залегания указывают на выдержанное в северо-восточном направлении
простирание метаморфических пород, которые собраны в нормальные и
опрокинутые линейные складки шириной до 200 м с углами падения
крыльев от 20 до 90°. На отдельных участках породы залегают моно-
клинально под углами 50-60°.
Если полоса ксенолитов дичунской свиты действительно отражает
в бассейне Кивили и Иеиемпа синклинальную структуру метаморфичес-
кого комплекса, то последняя юго-восточнее сопрягается с широкой
антиклиналью, подобной ранее описанной, в которой сводовая часть
также образована туловчихинской свиты, сохранившиеся в ксенолитах
и тектонических блоках среди палеозойских гранодиоритов в между-
речье Туюн-Бол.Аимка, фрагментарно свидетельствуют о наличии этой
второй антиклинали. На правобережье р.Амган-Макит они имеют устой-
чивое падение на восток, а на правобережье р.Амган - в западных
румбах. Простирание реконструируемой структуры здесь так же,_как
это было отмечено и на левобережье р.Куваку, испытывает некоторый
разворот с северо-востока на меридиональное. Характер мелкой склад-
чатости идентичен таковой в северо-восточной части территории. Еди-
ничные элементы сланцеватости северо-западного простирания фикси-
руют обычно замки мелких складок. Углы падения крыльев этих скла-
док крутые (до 70-80°). В отдельных случаях установлено запрокину-
тое залегание гнейсов [13}.
Верхнепротерозойские (?) вулканогенно-терригенные образования,
сохранившиеся от размыва среди палеозойских гранитоидов в между-
речье 1Уюн-Бол.Аимка, характеризуются иным планом складчатости. В-
целом они слагают синклиналь е размахом крыльев 2,5-4 гол, вытяну-
тую в северо-западном (34СР) направлении. На северо-западе, вблизи
р.Амган-Макит, где породы синклинали срезаны взбросом, предполага-
ется ее центриклинальноз замыкание. Крылья структуры осложнены
пологими складками с углами падения 30-50°, редко до 60°. Ширина
отдельных складок 500-1000 м. Изредка фиксирующиеся опрокинутые
к востоку складки свойственны развальцованным породам, находящим-
ся вблизи разломов.
Наложенные вулканические структуры, имеющиеся на описывае-
мой территории, являются ветвью располагающейся севернее Умлекано-
Огоджинской вулканической эоны. Фундаментом для вулканогенной тал-
данской свиты служат различные домеловые кристаллические породы.
Судя по гипсометрическому уровню подошвы, покровные вулканиты за-
легают очень полого, почти горизонтально, а наблюдаемые иногда на-
клоны слоев (до 15°), скорее всего, вызваны локальной нарушенностыо
их первичного горизонтального положения вблизи тектонических разры-
вов. Крутые до вертикальных падения Ллюидалъности присущи лавам
вулканических жерловин.
В районе широко проявлены дизъюнктивные нарушения, в ориенти-
ровке которых устанавливаются два характерных направления: северо-
восточное и северо-западное. Разрывные нарушения северо-восточного
направления относятся к числу важнейших и длительно живущих струк-
тур. Наиболее крупный Туюнский разлом протягивается на 25 км от
изгиба р.Тексика через низовья р.Эльгакан до верховьев р.Елл.Аимка
прослеживаясь на юге и востоке за пределы характеризуемой площади.
На местности он документируется перемятыми в полосе шириной до
2 км разновозрастными породами, среди которых (особенно в нижне-
протерозойских породах) многочислен: i участки милонитизации. Раз-
лом хорошо выделяется и на аэромагнитной карте (см.рис.2). Прямо-
линейность разлома в плане и приуроче>’ность г: нему четко удлинен-
ных трещинных интрузий триасовых гранитов, имеющих крутые контак-
ты с вмещающими породами, указывают на крутое до вертикального его
падение. Туюнский разлом ограничивает с северо-запада обширный
Me тинский блок. В бассейне р.Туюн (в пределах Мельгинского блока)
тектонические нарушения такого же направления контролируют молибде-
новое и оловянное оруденения.
Мощные (шириной 0,5-3 км) зоны рассланцевания, клеющие крутое
(60-85°) на севёро-западе падение, протягиваются от р.Кивили до
бассейна р.Иеиемна. В их пределах допозднепалеозойские породы под-
верглись интенсивной тектонической переработке вплоть до превраще-
ния их в бластокатаклазиты и блестс'птлониты (зеленые сланцы). Рас-
сланцоНанные и развальцованные породы содержат многочисленные квар-
цевые жилы, некоторые из которых золотоносны. Зоны рассланцевания,
имеющие меньшую ширину (С,4-0,6 юл), установлены также среди пород
ащурской серии в бассейне рун.Завальный. Время заложения разломов
северо-восточного направления, вероятно, протерозойское, так как
к ним приурочены тела протерозойских (ГРЮ гранитов. В дальнейшем
они многократно подновлялись и определяли размещение палеозойских
и мезозойских интрузий? массивы которых часто отчетливо вытянуты в
северо-восточном направлении. Судя по тому, что эти разрывы ограни-
чивают поле вулканогенных пород в бассейне р.Исы, подвижки по ним
и в посленижнемеловое время имели амплитуду, соизмеримую с мощнос-
тью талданской свиты. Вместе с тем имеются убедительные данные,
что иногда зоны рассланцевания древних пород утыкаются в позднепа-
леозойские граниты и не распространяются в них.
Разрывы северо-западного направления более молодые. Они не
дают широких зон рассланцевания, но хорошо дешифрируются на аэро-
фотоснимках и документируются на местности катаклазом пород, обили-
ем кварцевых жил и лайковыми образованиями. Поскольку эти разрыв-
ные нарушения иногда ограничивают крупные блоки допозднепапеозойс-
ких образований, амплитуда смещения по ним достигает многих сотен
метров. Падение плоскостей сместителей отдельных разрывов крутое
(60-80°). Время заложения большинства из них предтриасовое (ско-
рее всего, поздпепалеозойское), так как триасовые лейкократовые
граниты уже использовали их при своем внедрении. Движения по неко-
торым разрывам не прекращались и в четвертичное время, о чем сви-
детельствуют геоморфологические данные.
На основании имеющихся материалов история геологического раз-
вития района может быть охарактеризована следующим образом. В ран-
иепротерозойское время происходило накопление отложений вулкано-
генно-терригенной формации, характерной для подвижных участков зем-
ной коры. В последующем, когда общее погружение в отдельных зонах
сменилось поднятием, произошло становление интрузий основных и
ультраосновных (раннескладчатых) пород. В период проявления глав-
ной фазы раннепротерозойского тектогенеза породы претерпели мета-
морфизм в условиях амфиболитовой фации, который сопровождался об-
разованием ультраметагенных гнейсовидных гранитоидов. После завер-
шения раннепротероэойской складчатости (возможно, в среднем проте-
розое) произошло заложение некоторых разломов северо-восточного
простирания и внедрение лейкократовых и двуслюдяных гранитов.
С конца раннего протерозоя район представлял собой область
завершенной складчатости, испытывал воздымание. В позднем (а воз-
можно, и в среднем) протерозое произошло раздробление с^ормирован-
ного жесткого основания и на континентальной основе заложилась но-
вая подвижная эона, развитие которой закончилось, по-видимому, в
кембрии. Характер осадконакопления (преобладание в туранской серии
терригенных пород кварц-полевошпатового состава, наличие перерывов,
фиксирующихся горизонтами конгломератов, кислый вулканизм) дает
основание предположить для нее геоантиклинальное развитие. Инвер-
сия геосинклинали произошла в ранне:* палеозое и сопровождалась
внедрением массивов раннепалеозойскгх гранитов.
После завершения байкальской складчатости к становления "бато-
литоподобных" массивов раннепалео‘’г'йгких гранитоидов важнейшие
этапы геологического развития района связываются с периодами акти-
визации и внегеосршклинального магматизма, синхронными фазами
складчатости в соседней Монголо-Охотской геосинклинали. Вдоль круп-
ных разломов северо-восточного простирания происходили вертикаль-
ные перемещения, в результате чего багкалиды оказались разбитыми
на блоки. Наибольшая тектоническая активность сопровождалась внед-
рением гранитоидных масс в позднем палеозое. Блоковые движения про-
явились и в триасовое время - в эпоху формирования трещинных тел
лейкократовых гранитов.
Начиная, вероятно, с позднего палеозоя в результате непрерыв-
ного воздымания района некогда мощная толща складчатых стратифици-
рованных пород была большей частью уштчтожена эрозией и на поверх-
ность выведены огромные по площади -'ассизы палеозойских гранитои-
дов. В результате позднемезозойске" тектоно-магматической активиза-
ции , выразившейся во взламывании жесткого, сложенного кристалличес-
кими породами, основания и в проявлении вулканической деятельности
в районе сформировались покровы вулканогенных толщ, которые легли
на эродированную поверхность более древних пород. Тенденция к ус-
тойчивому воэдыманию, наметившаяся еще в позднепалеозойское время,
сохранилась и в настоящее время. Судя по геоморфологическим призна-
кам, это воздымание неравномерное и носит отчетливо блоковый ха-
рактер.
ГЕОМОРФОЛОГИЯ
В зависимости от преобладающе" роли определенных рельефообра-
зующих факторов выделяются следующие генетически однородные поверх-
ности: денудационно-эрозионные, эрозионно-денудационные, денудаци-
онные субгоризонтальные и субгориэоптальные, созданные деятельнос-
тью рек.
Денудационно-эрозионные поверхности охватывают среднегорье и
участки низкогорья, занимая четвертую часть территории. Абсолютные
отметки в их пределах колеблются от 400-700 м на юго-западе до
800-1400 м на востоке. В районе среднегорья Горные гряды разветв-
ляются от наиболее высоких вершин, что создает в целом своеобраз-
ные горные узлы изометричных очертаний. Водоразделы часто узкие
(10-15 м) с крутыми (15-40°) склонами прямой, реже выпуклой формы,
расчлененные распадками. Форма вершин конусовидная, гребневидная,
но нередко в верхней части уплощенная, куполовидная и' столообраз-
ная. Склоны крутизной 25-40° встречаются на ограниченных участках,
где по разветвленной сети крутых ручьев и распадков идет интенсив-
ный молодой врез. Еа склонах широко развиты каменные осыпи, кото-
рые на отдельных участках закреплены и поросли лесом. Долины во-
дотоков, расчленяющих описываемые поверхности, имеют невыработан-
ный крутой, часто ступенчатый, продольный профиль, русла их изо-
билуют порогами, встречаются водопады. Часто водоток проходит по
коренному ложу.'Речные террасы в долинах отсутствуют или встречают-
ся на непротяженных узких участках. 3 устьях небольших распадков
имеются конусы выноса из плохо сортированного глыбово-дресвянисто-
го материала. Основную роль в формировании этих поверхностей сыг-
рали процессы эрозии и гравитационного сноса. Субстратом поверхнос-
тей служат самые различные породы, по степени устойчивости к процес-
сам эрозии и денудации не отличающиеся от окружающих. Это может
указывать на то, что наличие описываемых поверхностей вызвано моло-
дыми поднятиями, имеющими блоковый характер. Переход денудационно-
зрозионннх поверхностей к поверхностям иного генезиса заметен по
перегибу в рельефе.
Эрозионно-денудационные поверхности охватывают средне- и низ-
когорные хребты и водоразделы холмисто-увалистых предгорий в преде-
лах абсолютных отметок 400-1200 м. Широкие уплощенные водоразделы
и плавные очертания склонов этих поверхностей свидетельствуют о том,
что основную роль в их формировании играли процессы денудации. На
вершинах и склонах водоразделов, бронированных позднепалеозойскими
и триасовыми гранитоидами, развит останцовый рельеф. Изолированные
денудационныеостанцы имеют высоту от 25 до 30 м, иногда они обра-
зуют останцовые гряды, протягивающиеся с перерывами на сотни мет-
ров. Характерны плоские столообразные вершины гор и холмов, разде-
ленные широкими пологими седловинами. Склоны водоразделов вогнутые
и прямые, реже ступенчатые и обрывистые, что объясняется разной ус-
тойчивостью пород субстрата к процессам выветривания на локальных
участках в силу тектонических? и протектонических явлений. Крутиз-
на склонов в общем колеблется от 6 до 15°. Долины рек и ручьев пре-
имущественно трапециевидные, заболоченные, с хорошо развитой поймой
и серией надпойменных террас, хотя на отдельных участках они бывают
сильно сужены. Переход эрозионно-денудационных поверхностей к дни-
щам долин крупных рек обычно плавный, завуалированный чехлом делю-
виальных отложений.
Денудационные субгоризонтальные поверхности (поверхности вы-
равнивания) широко распространены в бассейне рек Иса, Кивили и верх-
них течений рек Ульма, Туюн, где абсолютные отметки их уменьшаются
в северо-западном направлении от 600-700 до 400-500 м. Представля-
ется, что это была единая денудационная гавнина, олабо наклоненная
в сторону Амуро-Зейской впадины, в настоящее время сохранившаяся
вследствие неравномерного блокового возднмания территории на от-
дельных разных по площади и гипсометрическому уровню участках, ок-
руженных горами. Характер поверхностей волнистый, они обычно слабо
(2-3°) наклонены в сторону русел рек. Эрозионная расчлененность их
незначительна. Борта долин крупных рек пологие, заболбченные. Над-
пойменные террасы и высокая пойма широк.'". Русла имеют форму кана-
вы с обрывистыми торфянистыми, иногда топкими, берегами.
Долины мелких водотоков в рельефе выражены слабо,’ представляют
собой широкие пади и балки с плоскими заболоченными днищами и не-
устоявшимися руслами водотоков. На плоских заболоченных поверхнос-
тях увалов в отдельных местах сохраняются небольшие (высотой 20-
25 м) сопки - денудационные останцы. Иногда такие сопки, отстоящие
друг от друга на некоторых расстояниях, имеют плоские вершины, рас-
полагающиеся примерно на одном гипсометрическом уровне. Возраст по-
верхностей выравнивания, скорее всего, палеогеновый. Отдельные суб-
горизонтальные площадки размером 2-4 встречаются в пределах
ниэкогорья и среднегорья на абсолютной высоте 700-1000 м. Продоль-
ный профиль их волнистый, общий уклон в сторону долин рек не пре-
вышает 5-6°. Поверхности площадок залесены или содержат элювиальные
глыбовые развалы и останцы коренных пород. Переход их к поверхнос-
тям иного генезиса заметен по перегибу в рельефе.
В районе выделяются четыре субгорьпонтальные поверхности, со-
зданные деятельностью рек (речные террасы).
Среднечетвертичная (?) терраса (аллювиальная и цокольная) рас-
пространена в бассейне нижнего течения р.Исы, верхнего течения р.Ту-
юн, на левобережье р.Мал.Кивили и в седловине хр.Турана (междуречье
Эльгакан-Тексиди). Уступ ее поверхности во многих местах снивелиро-
ван, но там, где он сохранился, высота его колеблется от 2.5-3 до
12-16 м, крутизна - от 4-5 до 25-30°. йорма уступа прямая, поверх- •
ность его иногда расчленена пологими падями. Ширина террасы колеб-
лется от нескольких сотен метров до 1-3 км. Вблизи уступа и тылово-
го шва она слабо волнистая или ровная, на отдельных участках забо-
лочена и содержит многочисленные зарастающие термокарстовые озера
самых разнообразных размеров и форм. Высота береговых валов озер
до 3,5 м, берега сухие. Там, где озер мало или они отсутствуют, раз-
вита бугристо-моховая марь, среди которой выделяются отдельные су-
хие релки и снивелированные бугры пучения. На аэрофотоснимках тыло-
вой шов обычно не просматривается, на местности он иногда выражен
(правобережье р.Амган) полосой развития мочажин и плавным переги-
бом пологого склона.
Ранневерхнечетвертичная терраса (аллювиальная или цокольная)
широко распространена в долинах большинства рек. Высота ее 10-15 м
в горной части территории и 8-12 м - в долине нижнего течения р.Исы.
Уступы хорошо выражены почти повсеместно. В местах подмыва руслами
рек они обрывистые и имеют высоту 2,5-8 м. Там, где уступы задерно-
ваны или снивелированы, высота их не превышает 3,5 м, а крутизна
колеблется от 5 до 10°. Терраса этого уровня имеет большую ширину:
в долинах р.Туюн - до 3 юл, р.Исы - до 1,5-2 юл, что указывает на
наличие спокойного тектонического режима и преобладание боковой
эрозии в период ее формирования. В долинах рек Иса, Туюн, в между-
речье Эльгакан-Тексика (седловина на хр.Турана) и на левобережье
р.Лев.Ульма для нее характерны, хотя и в меньшей степени, чем для
среднечетвертичной поверхности, термокарстовые озера причудливой
конфигурации. Скопления озерных понижений разделены участками буг-
ристо-моховой мари. По берегам озер пятого залесенных редок. Ближе
к уступу появляются вытянутые вдоль долины дугообразные и извилис-
тые в плане озерные понижения явно эрозионного происхождения. Ран-
неверхнечетвертичная поверхность в долинах других водотоков (реки
Иса, Ульма, Кивили) более однородна: бугристо-моховая или кочкарно-
моховая марь, среди которой западинные понижения редки. Наклон по
верхности в сторону русел здесь равномерный и составляет 2-3°. Ты-
ловой шов, когда он примыкает к коренному склону, обычно четко вы-
деляется и на аэрофотоснимках, и непосредственно на местности.
Поздневерхнечетвертичная аллювиальная терраса распространена
в долинах крупных рек района. Уступ ее четко выражен и имеет высо-
ту 2-5,5 м, крутизну 15-30°, часто сглаженную бровку. В местах под-
мыва реками уступ обрывистый с ясно выраженной бровкой. Высота тер-
расы 4-6 м, ширина 0,2-1 юл. Поверхность ее неровная, заболоченная
расчленена многочисленными ложбинами, древними старицами и промои-
нами шириной от 3 до 30 м, часть из которых заполнена водой. Тыло-
вой шов хорошо выражен. Приуроченные к нему притеррасные понижения
заболочены. Берега стариц сухие, залесенные. Протоки и староречья
имеют извилистую форму.
Современная терраса в долинах крупных рек представлена высо-
кой и низкой поймами. В долинах небольших рек и ручьев пойму трудно
разделить на два уровня, а в верховьях горних рек, имеющих сильный
врез, ширина поймы не превышает ширину русла. Высокая пойма имеет
крутой, часто обрывистый, незадернованный уступ высотой 1,5-2,5 м
с ясно выраженной бровкой. Поверхность ее сухая, волнистая, расчле-
ненная протоками, промоинами, старицами и поросшая лиственничным
лесом. Тыловой шов поймы четко выражен. Поверхность низкой поймы
неровная, бугристо-гривистая с большим количеством кос, островов.
Высота ее 0,5-1,0 м.
Из изложенного можно сделать вывод, что территория имеет до-
вольно разнообразное геоморфологическое строение, связанное с на-
правленностью и амплитудой новейших тектонических движетгий. По-
более резко это выражено в локальном распределении поверхностей
выравнивания, разделенных эрозионно-денудапионными и денудационно-
эрозионными поверхностями. Блоки, испытавшие относительное подня-
тие, выделяются наличием антецедентных участков долин и, напротив,
блоки, запаздывающие в восходящих движениях, - наличием поверхнос-
тей выравнивания и "дряхлой” гидросетью.
Разрывная тектоника находит непосредственное отражение в рель-
ефе в виде прямолинейных уступов северо-западного направления. С
наибольшей интенсивностью блоковые неотектопические движения ппо-
явились в конце позднечетвертичного времени и вызвали проестройку
речной сети района. Наличие средне (?) - и верхнечетвертичных от-
ложений в глубокой седловине современного хр.Турана и на левобережье
р.Лев.Ульма свидетельствует о том, что современные притеки р.Ульмы -
Тексика, Амудяга, Лев. и Прав.Ульма ранее впадали в р.Т-та, т.е.
относились к системе р.Бурей, а не р.Селемдта, как теперь. Блоко-
вый характер неотектонических движений обусловил своеобразное пере-
распределение аллювиальных отложений: размыв их на суженных (анте-
цедентных) участках и накопление на участках расширений речных до-
лин. Это дает возможность предполагать, что в результате пере?.ыва
происходило переотложение и накопление рудных минералов на участ-
ках расширений долин. Поэтому при последующих поисках россыпей это
обстоятельство следует учитывать в первую очередь.
Л О Л Е 3 Н UЕ ИСКОПАЕМЫЕ
Поисковая изученность территории невысокая. На н«а проведем
шлиховое опробование современного аллювия гидросети в м-бах
1:200 000 и 1:100 000, гидрохимическое и дойное опробования водо-
токов м-ба 1:200 000, места?® (в бассейне Туюн) площадное металло-
метрическое опробование делювия в м-бе 1:100 000 и только в между-
речье Бол.Аиика-Туюн - шлиховое и донное опробование аллювия в
м-бе 1:50 000. На ряде участков с признаками рудной минерализации
в разные годы выполнены детальные поисковые работы м-бов 1:25 000
и 1:10 000 (металлометрическое опробование делювия, поисковые мари-
руты, вскрытие канавами и опробование штуфным и бороздовым метода-
ми единичных рудных тел).
В результате всех этих работ установлены проявления олова,
вольфрама, молибдена, редких земель, золота и других полезных ис-
копаемых.
металлические ископаемые
Черные металлы
Титан
В верховьях р.Исикан шлиховым опробованием выявлен комплекс-
ный ореол рассеяния монацита, фергусонита и ильменита (П-I-I). В
пределах ореола все пробы содержат монацит от 5 до 50 г/гл3, фергу-
сонит 2-50 г/м3 и ильменит от 5 до 15 кг/м3. Меньшие (1-5, редко
до 10-15 кг/мэ) концентрации ильменита отмечены также в аллювии
рек Исы, Исикан, Дяг.дагле, Бол. и Мал.Куваку, где им сопутствуют
рутил, лейкоксен, сфен, причем сфен по содержаниям части не усту-
пает ильмениту. Акцессорные титановые минералы содержатся в различ-
ных кристаллических породах, из которых они и поступают в аллювии
рек. Учитывая малую глубину отбора шлиховых проб, следует предпола-
гать увеличение содержаний этих минералов в нижних горизонтах ал-
лювия, но россыпей, промышленная разработка которых была бы рента-
бельной, все же ожидать нельзя.
Цветные металлы
Свинец
Единичные зерна галенита обнаружены в двух шлиховых пробах,
отобранных в вершине ручья, являющегося левой составляющей руч.Са-
вочан и размывающего триасовые лейкократовые граниты и нижнемеловые
вулканогенные породы. Коренной источник выноса галенита не установ-
лен.
Цинк
9
Гидрохимический ореол рассеяния цинка площадью 22 ю-Г оконту-
рен в верховьях рек Исикан и Федькин Ключ (П-1-2).В его пределах
содержание цинка в концентратах всех проб составляет от 50 до
100 мкг/л. В четырех донных пробах, отобранных в пределах ореола,
спектральным анализом также установлено 0,007-0,01% цинка. На этом
участке распространены позднепалееэойские граниты, прорванные ма-
лыми телами триасовых лейкократовых гранитов. Цинк является харак-
терным элементом-примесью лейкократовых гранитов, которые, по-ви-
димому, и обуславливают геохимические аномалии.
Олово
Шлиховым опробованием установлено исчлючитаттяо широкое рас-
пространение касситерита в аллювиальных отложении. бассейна Туюн,
Амган-Макит, Тексика, Бол.Аимка и среднего течения р.Кивили.
Обширный (около 270 км^) шлиховой ореол рассеяния касситерита
(П-4-1) оконтурен в мевдуречье Кивили-Бол.Аимка, где он охватывает
бассейн Аимка-Макит, Конгто, Мал.Артык и левобережье р.Бол.Аимка.
Касситерит в количествах 1-10, редко до 50 зерен, содержится в 138
шлихах из 240, отобранных в пределах ореола. Кроме касситерита,
во всех шлихах установлены весовые количества фергусонита (до
50 г/м5) и монацита (до 50 г/м5), по р.Аимка-Макит также от I до
50 зерен торита и в отдельных шлихах - единичные зерна шеелита,
молибденита и базовисмутита Источником оловянной и сопутствующих ей
минерализаций на этом участке, по-видимому, являются триасовые лей-
кократовые граниты, крупный трещинный массив которых, приуроченный
к Туюнскому глубинному разлому, отчетливо определяет конфигурацию
границ ореола.
В верховьях рек Инарогда и Туюн выявлен шлиховой ореол рассе-
яния касситерита и шеелита площадью около 50 км^ (IU-3-I). В преде-
лах ореола отобрано 56 шлиховых проб, из которых 39 содержат 1-10
зерен касситерита и 18 - до 10 зерен шеелита. В двух шлихах отме-
чены единичные чешуйки молибденита. Участок сложен позднепалеозойс-
кими и более древними гранитоидами. Здесь закартированы широкие
зоны дробления и рассланцевания северо-восточнотх> направления и
пересекающие их разрывы северо-западного простирания. Вероятно,
тектонически переработанные в эонах разрывов породы, иногда оквар-
цованные, и содержащиеся в них кварцевые жилы и являются носителями
оловянной минерализации.
Наиболее обширный шлиховой ореол рассеяния касситерита и шеели-
та (Ш-4-2) выделяется в мевдуречье Туюн-Бол.Аимка. Имея площадь
около 160 км^, он охватывает бассейн р.Корея, левых притоков р.Ту-
юн, правобережье р.Амган-Макит и выходит на сопредельную с востока
территорию Г 2 J , где также отмечена обогащеннос^ь аллювиальных от-
ложений этими минералами. Касситерит и шеелит отмечены во всех шли-
хах, отобранных в пределах ореола. Содержание касситерита составля-
ет от I до 3 г/м3, редко достигая 39 г/м3, шеелита - не превышает
2 г/т. Коренными источниками касситерита являются Г131 широко рас-
пространенные на этой площади грейзены, грейнизированные поздне-
палеозойские граниты, кварцевые и пегматитовые жилы, содержащие по
данным спектрального анализа штуфных проб олово от 0,01 до 0,6%.
В грейзенах часто отмечается наличие тонкораспнленного касситерита.
Участки оловоносных грейзенов и грейзенизированных гранитов иногда
выявляются металлометрическим опробованием делювия.
Металлометрический ореол рассеяния в делювии оконтурен Г121
на левобережье руч.Голубой (1У-4-1) по содержанию 0,001-0,01% оло-
ва и 0,001-0,005% молибдена. Па площади ореола грейзенизированные
позднепалеозойские граниты (^.PZ.^) и грейзены по ним содержат
Г 23] кварцевые (мощностью до 1,2 м) и пегматитовые (до 0,3 м) жилы.
Визуально в жильном кварце и пегматитах наблюдается рассеянная
вкрапленность крупночешуйчатого молибденита, в грейзенах и грейзени-
зированных гранитах - скопления флюорита. Спектральным анализом
олово установлено во всех перечисленных породах от 0,001 до 0,1%,
максимальные содержания - в грейзенах. Олову сопутствуют молибден
(0,001-0,05%), висмут (до 0,1%) и серебро (до 0,002%).
Небольшой (16 км2) шлиховой ореол рассеяния касситерита (1У-
2-1) выявлен также на левобережье верхнего течения р.Тексика. Ми-
нералогическим анализом 1-10 зерен касситерита установлено в 31 из
33 отобранных здесь шлиховых проб. Геологическое строение этого
участка и, вероятно, источник минерализации аналогичны таковым в
мевдуречье Кивили-Бол.Аимка, где имеется более обширный, описан-
ный выше шлиховой ореол касситерита (П-4-1).
Шлиховой ореол рассеяния шеелита и касситерита площадью око-
ло 70 юл2 локализован в бассейне рек Этеркан, Талибджан и ручьев
впадающих восточнее в р.Туюн (1У-3-1). Содержание касситерита в
шлихах составляет 1-50 зерен, редко достигая 2 г/м3. Вероятным ис-
точником поступления минерала в аллювий являются обнажающиеся в
верховьях р. Этеркан и других местах позднепалеозойские (^PZ
граниты, которые грейзенизированы и наряду с молибденом содержат
до 0,005% олова [23J.
Гидрохимическим опробованием выявлен ореол рассеяния олова
и молибдена площадью около 70 юл2 в верховьях руч. Сосновый (I-2-I).
В пределах ореола отобрано 57 гидрохимических проб, спектральным
анализом сухих остатков которых установлено 1-20 мкг/л олова (в
23 пробах) и 3-12 мкг/л молибдена (в 7 пробах). Сопутствующие эле-
менты свинец и цинк. Па участке среди ранне- и позднепалеозойских
гранитоидов обнажается интрузия средтезернистых биотитовнх грани-
тов в связи с которыми на юго-востоке территории уста-
новлены проявления редких металлов и олова.
Алюминий
Проявления алюминия установлены па правобережье р.Лпкан (I-
4-1) и в междуречье Ллломот-Лмган (Е!—'-D, где силлиманитовые гней-
сы содержатся, судя по наблюдениям в делювии, в виде маломощных
(не более 0,2 м) прослоев и линз в туловчихинской свите. Содержа-
ние силлиманита в породах не превышает 20$. Практического интереса
проявления не представляют.
Редкие металлы и
рассеянные элементы
Молибден
Рудопроявление молибдена Трсекан” располагается на левобе-
режье р.Нпж.Зрсекан (1У-4-4). Рудовг/ещающая интрузия позднепалео-
зойских ( ] г._\ ' гранитов, по-видимому, представляет собой не-
большой выступ более крупного, только начавшего вскрываться интру-
зивного массива. Контакты ее с вмещающими раннепалеозойски™ гра-
нитами пологие. На контактах эти гранаты окварцованы и содержат
многочисленные жилы мелкозернистых гранитов и кварца. В региональ-
ном плане рудопроявление располагается в окраинной части Мельгинс-
кой редкометальной зоны, где известны [ 41 многочисленные рудопрояв-
ления редких металлов, в том числе молибдена. Рудоконтролирующей
структурой является крупное тектоническое нарушение северо-восточ-
ного простирания. Оруденение локализовано в зонах дробления и по-
вышенной трещиноватости северо-западного направления, тлеющих ши-
рину до 250 м, реже в зонах сег<апо-в^г'точного простирания. Г’олиб-
деновую минерализацию несут широко развитые по площади грейзены,
метасоматиты, грейзенизированнне гран"ты и сопровождающие их квар-
цевые и кварц-полевошпатовые жилы. Па участке рудопроявления <пло-
щадь 2 юл2) установлено несколько рудных тел Г 23].
Первое из них представлено грейзенами и метасоматзтами с
кварцевой жилой в центре. Мощность кварцевой жилы 0,7-0,75 м. По
восстанию она разветвляется на ряд маломощных (1-5 см) субпараллель-
ных прожилков, разграниченных грейзен?™ и метасоматитами. образуя
тем саг,одл маломощный линейный штокверк. Кварц светло-серого цвета,
крупнозернистый, дробленый,. Грейзены, метасоматиты и жильный кварц
содержат прожилки, мелкую вкрапленность и гнезда молибденита. 06-
щая мощность оруденелых пород 4 м. Спектральным анализом четырех
бороздовых проб, отобранных метровыми интервалами вкрест простира-
ния рудного тела, установлено соответственно 0,3, 0,2, 0,3 и 0,5%
молибдена, среднее содержание 0,32%. По результатам штуфного опро-
бования содержание молибдена колеблется от 0,02 до 1-5%. В ассоциа-
ции с молибденом наблюдаются олово (до 0,01%),фтор (более 1%),редко
бериллий (0,001%) и золото 0,03 г/т. Падение рудного тела северо-
восточное' 70° угол 60°, что хорошо согласуется с направлением
зоны дробления в позднепалеозойских гранитах, вдоль которой оруде-
нелые породы прослежены По делювию на 150 м к северо-западу.
В 100 м к юго-востоку вскрыта жила кварц-полевопшатового сос-
тава мощностью 4 м. В ней наблюдаются линзовидные включения и про-
жилки тёмно-серого кварца. Контакты жилы с вмещающими гранитами не-
четкие, с постепенным:' переходом через зону окварцованных гранитов.
На всю мощность жила содержит вкрапленность крупночешуйчатого мо-
либденита, а повышенные концентрации его отмечаются по трещинкам
и в кварцевых прожилках. Спектральным анализом молибден установлен
в количестве 0,1-1%, по данным химанализа его содержание достигает
2,38%. Жила прослежена по делювиальным свалам на 60 м и в отдель-
ных местах по данным спектрального анализа штуфных проб содержит
2-5% молибдена.
Кварцевая жила мощностью 1,6-1,7 м, приуроченная к разрыву
северо-восточного направления, и обрамляющие ее грейзавизированные
граниты позднего палеозоя вскрыты в одном пересечении. Жильный
кварц полупрозрачен, сливного облика, сильно трещиноватый. В крае-
вых частях жилы наблюдается тонкое чередование кварцевого и про-
кварцованного гранитного материала, смятых в микроскладки. В квар-
це и грейзенизированных гранитах содержится обильная вкрапленность
фиолетового флюорита, а спектральным анализом установлены молиб-
ден (0,01-0,1%), олово (0,002-0,02%), литий (0,01-0,03%) и фтор
(более 1%).
В других местах площади рудопроявления "Ерсекан" граниты про-
низаны многочисленными кварцевыми прожилками, иногда создающими
густую сеть - типа штокверковых зон. Грейзенизация проявлена изби-
рательно, носит околожильннй и околотрещинный характер. [Пирта зон
грейзенизированных пород 0,8-10 м. Массовым штуфннм опробованием
повсеместно установлены содержания молибдена в грейзенизированных
гранитах от 0,005 до 0,3%, олова - от 0,005 до 0,02%. В отдельных
пробах имеется серебро (0,0001%) и висмут (0,005-0,01%). За преде-
лами рудоносной интрузии позднепалеозойских гранитов молибден
(0,001-0,05%) и олово (0,001-0,005%) содержат только кварцевые жи-
лы и прожилки, при этом мощность отдельных рудных жил достигает
В окрестностях рудопроявления опробованием делювия установлен
металлометрический ореол рассеяния молибдена (1У-4-2) с содержания-
ми 0,001-0,01%. Учитывая смещенность ореола на юго-восток и про-
странственную ориентировку большинства рудных зон, можно предполо-
гать распространение рудных тел в юго-восточном направлении под
вмещающие рудоносную интрузию рапнепалеозойские катаклазированные
граниты. Последние в зонах интенсивного катаклаза и дробления ме-
тут служить благоприятной средой для локализации оруденения шток-
веркового Tima.
Металлометрическим опробованием делювия оконтурен ореол рас-
сеяния молибдена (1У-3-2) в верховьях р.Этеркан Г 12]. Содержание
молибдена в пробах колеблется от 0,001-0,002 до 0,01%. На площади
ореола закартирована интрузия ерг-днезернистых биотитовых гранитов
позднепалеозойского возраста аналогичных гранитам рудо-
проявления "Ерсекан". Контур металлометрической аномалии не вы-
ходит за пределы интрузии. Граниты здесь подвергнуты гидротермально-
пневматолитовой переработке (грейзенчзации и окваоцеванию) и содер-
жат, по данным химического анализа, от 0,008 до 0,056% молибдена
[12].
Минералогическим анализом установлено 1-10 зерен молибденита
в 38 разрозненных шлиховых пробах, нс обнаруживающих связи с из-
вестными коренными источниками этого минерала,но часто расположен-
ных в пределах ореолов рассеяния касситерита и шеелита.
Вольфрам
В бассейне верхнего течения р.Кера (Ш-1-1) среди порфировид-
ных биотитовых гранитов позднего палеозоя в делювии встречены об-
ломки и глыбы обохрепного кварца. В одной из штуфннх проб, отобран-
ных из этого кварца, спектральным анализом установлено 1-3% вольф-
рама, минералогическим анализом - 2,5 г/кг шеелита С23].
Судя по результатам шлихового опробования, шеелит широко рас-
пространен в аллювии многих водотоков. В большинстве случаев он со-
путствует касситериту, что указывает на единые источники их выноса.
Кроме охарактеризованных выше (см. раздел олово) касситерит-шеели-
товых ореолов рассеяния, тлеется золото-шеелитовый шлиховой ореол
площадью 35 км , оконтуренный в верховьях р.Тексика (1У-2-2). Ше-
елит содержится здесь в 22 шлихах в количествах до 10 зерен.
Ниже по течению р.Тексика и ее притокам шеелит (1-10, редко
до 50 зерен) установлен в 18 шлиховых пробах, по р.Эльга - в 9 про-
бах, в верховьях р.Бол.Лимка - в 20 пробах. Устойчивые шлиховые
потоки Шеелита (1-10 зерен) отмечены по р.Кивити и в верховьях
рек Утанах и Дтагдагле-Иакит. 8 отдельных шлиховых пробах по р.Гон-
ки установлены также единичные зерна вольфрамита.
Источником выноса шеелита, по-видимому, в основном служат
шеелитоносные кварцевые жилы. Они установлены пока в делювии и для
оценки перспективности района на вольфрам необходимо проведение до-
полнительных поисковых работ.
Бериллий
Рудопроявлепие бериллия выявлено в верховьях р.Исикан (Ш-1-2).
Здесь в делювии встречены обломки пегматитов, связанных с триасо-
выми лейкократовыми гранитами, с видимым бериллом. Кристаллы бе-
рилла, окрашенного в бледно-зеленый и желтовато-зеленый цвета, име-
ют размеры 1-1,5 х 5 см. Содержания бериллия в этих пегматитах до-
стигают 0,3-1$ £231.
Жилы подобных пегматитов широко распространены в районе, но
характеризуются низкой бериллиеносностью (0,001-0,003$). Перспек-
тивы выявления практически интересных источников бериллиевой мине-
рализации поэтому незначительны, хотя обнаружение отдельных рудо-
проявлений вполне возможно.
Тантал, ниобий
Носителю»! тантало-ниобиевой минерализации в районе являются
триасовые лейкократовые граниты и их жильные дериваты-пегматиты,
в которых постоянно присутствует фергусонит в количестве от еданпч-
ных зерен до 40 г на протолочку весом I кг. Поэтому наиболее высо-
кие концентрации фергусонита фиксируются в аллювии рек, размываю-
щих лейкократовые граниты.
По результатам шлихового опробования оконтурено два ореола
рассеяния фергусонита: в верховьях р.Исикан (П-1-1) и в иевдуречье
Кивили-Бол.Аимка (П-4-1). В первом из них фергусонит ассоциирует
с ильменитом, во втором - с касситеритом. Оба ореола были описаны
выше.
Ртуть
Единичные зерна киновари установлены минералогическим анализом
в 13 разрозненных пробах. Большая их часть тяготеет к площади рас-
пространения талданской свиты, что может косвенно свидетельствовать
о генетической связи слабой ртутной минерализации с раннемеловым
вулканизмом.
Редкие земли и торий
Монацит, ксенотим и торит являются акцессорными минералами
различных гранитоидов и их жильных дериватов, из которых они посту-
пают в аллювий рек. Повышенные (от 0,5 до 50 г/м3) концентрации
монацита установлены в аллювиальных отложениях рек Кивили, Мал.Ки-
вили, в верховьях рек Кера, Исикан, по р.Тексика. Ксенотим встре-
чается в шлихах повсеместно в количествах 10-50 зерен. Содержание
торита в шлиховых пробах составляет от единичных зерен до 50 зерен
и только в аллювии рек, размывающих триасовые граниты до 12 г/м3.
Спектральным анализом лонных проб на левобережье среднего те-
чения р.Амган оконтурен небольшой (5 rci^) металлометрический ореол
(Ш-4-3) рассеяния иттрия (0,006-0,02%) и лантана (0,02%). Геологи-
ческая природа его неясна.
Благородные металлы
Золото
Па левобережье нижнего течения р.Мал.Кивили среди рассланцо-
ванных раннепалеозойских гранитоидов многочисленны кварцевые жилы.
В одной штучной пробе, отобранной из делювиальной глыбы обохренно-
го жильного кварца Г21] , пробирным анализом установлено 3,5 г/т
золота (1-4-3).
Шлиховой ореол рассеяния золота в бассейне среднего течения
р.Иса (I-I-I) площадью 240 км"' вытянут вдоль долины этой реки и
охватывает приустьевые части рек Исикан, Дягдагле, Кулаку и Федь-
кин Ключ. В пределах ореола золото от I знака до 0,5 г/:я3 содержит-
ся в 80 шлихах из 132 отобранных. Наибольшие содержания металла
отмечены по р.Федькин Ключ и на 3-километровом отрезке по р.Иса, ни-
же впадения р.Федькин Ключ. Перез долтау р.Федькин Ключ было прой-
дено четыре линии буровых скважин, по двум из которых’(37 скважин)
отмечено золото: в двух скважинах - I г/м3, в четырех - "слабое зо-
лото", в четырех - единичные знаки, остальные пустые. Бурение "Эм-
пайр" проводилось Г15] в малых объемах и без осадки труб, что не
позволило получить достоверные результаты. Коренной источник выно-
са металла не установлен. На площади ореола распространены разно-
возрастные гранитоиды, перекрытые нижнемеловыми вулканитами, много-
численны разрывные нарушения и приуроченные к ним дайковые породы
и кварцевые жилы. Для оценки ореола требуется постановка поисковых
работ с применением бурения.
Второй обширный (170 км ) шлиховой ореол рассеяния золота ох-
ватывает долины рек Кивиты, Иеиемна, приустьевую часть долины р.Мал
Кивили (1-4-2). Золото (1-8 знаков) содержится в 56 шлихах из 120
отобранных в пределах ореола. Пространственно ореол приурочен к
площади распространения раннепалеозойских гранитов, вмещающих мас-
сив позднепалеозойских 1'2 гранитоидов и содержащих ксеноли-
ты пород амурской серии и древних габброидов. В этих породах уста-
новлены мощные (до 2 км шириной) зоны интенсивного дробления и рас-
сланцевания северо-восточного направления. Породы в зонах окварцо-
ваны и содержат кварцевые жилы. Некоторые из этих жил, как указы-
валось выше, золотоносны (1-4-3). Они и послужили, очевидно, ис-
точником выноса золота в аллювий. Поисковым бурением через долину
р.Иеиемна С213 установлена слабая (1-6 знаков на 0,02 м3) золото-
носность аллювия этой реки.
В сходной геологической обстановке оконтурен менее контраст-
ный шлиховой ореол рассеяния золота и шеелита в верховьях р.Текси-
ка (1У-2-2). Золото здесь установлено в 12 шлихах (1-6 знаков) из
31 отобранного в пределах ореола. Ниже по долине р.Тексика 1-10
знаков золота содержатся еще в 32 шлиховых пробах, причем на 10-
километровом приустьевом отрезке этой реки содержания металла до-
стигают 50 знаков на 0,02 м3.
Единичные знаки золота отмечены также в 36 шлиховых пробах,
отобранных на описываемой территории, но разобщенных и поэтому ин-
тереса не представляющих.
НЕМЕТАЛЛИЧЕСКИЕ ИСКОПАЕМ
Химическое сырье
Флюорит
Проявление флюорита (1У-4-3) установлено на левобережье р.Ниж.
Ерсекан, где он сопутствует молибдениту на рудопроявлении молибдена
"Ерсекан". Флюорит присутствует во всех разностях гидротермально,и
пневматолитсво измененных пород, в жильном кварце и дробленных
позднепалеозойских гранитах. Наиболее обогащены игл грейзены и гра-
ниты в зонах дробления, где флюорит иногда выполняет роль цемента
в тектонических брекчиях. Б отдельных штуфах содержание минерала
достигает 15-20^ объема пород. Флюорит часто представлен кристалла-
ми октаэдрического или кубического облика, образующими шестоватые
агрегаты и мономинеральные прожилки мощностью до I см во вмещающих
породах. Размер кристаллов достигает 2 см в длину, но они обычно
трещиноваты, что исключает интерес к проявлению как источнику опти-
68
ческого сырья, рудопроявление флюорита как химического сырья прак-
тического интереса также не представляет.
Прочие неметаллические
ископаемые
Графит
На левобережье р.Дягдагле (Т-2-2) среди пород туловчихинской
свиты в коренном залегании канавой вскрыты прослои мощностью 0,1-
0,2 м почти мономинеральных (содержащих до 80% графита) графитовых
сланцев. Практической ценности проявление не имеет.
СТРОПТЕЛЫТЛ МАТЕРИАЛЫ
Изверженные породы, занимающие около 85% территории, могут
служить источником получения строительного камня. В ближайших райо-
нах Буреинского массива они уже давно используются при проведении
строительных работ. Так, вдоль ж.-д. ветки Известковистая - Чегдо-
мын позднепалеозойские крупнозернистые граниты применяются при
строительстве железнодорожного полотна. Кгоме того, устои всех мос-
тов на этом отрезке железной дороги изготовлены из местного камня
и до настоящего времени не потеряли первичной фактуры и свежего
облика. Лабораторно-технологическг'П! испытаниями установлено, что
невыветрелые разновидности эых г'-.род пригодны в качестве бута и
щебня для дорожного строительства. Вместе с тем, и выветрелая дрес-
ва гранитов может иметь применение. Например, в районе пос.Алакан
она использована при строительстве автомобильной дороги.
Широко распространенные ранне- среднепалеозойские граниты, су-
дя по результатам их изучения у ст.Бирачан, имеют удельный вес
2,71-2,72 г/с?'3, объемный вес 2,гг,-2,68 г/см3, пористость Т,4-1,44%,
водопоглащение 0,3-0,32, износ в барабане Деваля 4,44-5,40% и вы-
держивают 25-кратное замораживание без признаков разрушения. Лабо-
раторно-технологическими испытаниями подтверждена пригодность их
как для бутовой кладки, так и для щебня в бетон во всех видах со-
оружений.
На территории листа LI-52-УТ запасы названных выше гранитоидов
практически неограничены. Однако из-за трудности прокладки подъезд-
ных путей рентабельная их разработка возг'ожна только на склонах
долины р.ТУюн, на отрезке мезду устьями р”К Этеркан и Дюгарман.
В качестве облицовочного ка"ня мслло рекомендовать painienpo-
терозойские габбро на правобережье р.Ульма и триасовые лейкократовые
граниты в бассейне рек Тексика п Гюл.Аимка. Габбро после полировки
тлеют неоднородную глянцевую поверхность с полосчатым рисунком.
Лейкократовые граниты при полировке приобретают однообразный пят-
нистый (за счет скоплений зерен кварца темного цвета) рисунок. Бло-
ки гранитов тлеют параллелепипедальную форму и преимущественные
размеры 1x0,5x0,2 м.
Карбонатные породы
Доломитовые мраморы встречены в бассейне рек Дягдагле и Иеием-
на. Среди метаморфических пород амурской серии они слагают пласты,
имеющие на дневной поверхности протяженность 100-300 и при ширине
от 3 до 50 м. Г.1инерализованные разности мраморов, обладающие кра-
сивой окраской, и рассланцованные мраморы (тектоно-пластиты), име-
ющие замысловатый полосчатый рисунок, могут быть использованы в
качестве облицовочного материала и декоративных поделок. Породы
легко поддаются полировке.
Обломочные породы
*
Галечники, слагающие косы, острова п террасы рек Туин, Диви-
ли, Иса и Амган-Накит, могут быть использованы для строительства
дорожного полотна и в качестве наполнителя бетона. Они составляют
от 20 до 60% объема аллювия. Мощность галечников колеблется от
0,6 до 40 м, содержание валунов и галек в них достигает 15-20%.
Гальки тлеют размеры от 2 до 6 см и представлены обычно стойкими
к истиранию породами: аплитовидными гранитами, андезитам, липари-
тами, ороговикованными песчаниками, мелкозернистыми диоритагя,
жилыши кварцем. Запасы галечников значительны в долинах рек Туюн
и Иса.
ПОДЗЕМНЫЕ ВОД L1
По ландаафтно-климатическим условия: т район относится к облас-
ти развития островной многолетней мерзлоты. Нноголетнемерзлые по-
роды тлеют мощность 20-60 м [20] и оказывают существенное влияние
па формирование, условия залегания и режим подземных вод всех водо-
носных комплексов.
Надмерзлотные воды распространены в деятельном слое мощностью
0,3-3,5 м на участках развития многолетнемерзлых пород. Верхняя
граница таких пород является водоупором дня этих вод, которые имеют
сезонный характер (май-ноябрь) и циркулируют в рыхлых а_^виальпых,
элювиально-делювиальных образованиях и в зоне приповерхностной тре-
щиноватости коренных пород.
Межмерзлотные воды отмечаются в зоне многолетней мерзлоты, на-
блюдаются в двух фазах (лед и вода), находящихся в равновесии, и
характеризуются ограниченной циркуляцией. Наличие ископаемых льдов,
располагающихся вблизи поверхности на участках равнинного и выполо-
женного рельефа, подтвервдаетоя распространением озер термокарсто-
вого происхождения, имеющих в плане округлую и прихотливо-непра-
вильную формы (верховья руч.Озерного, междуречье Тексика-Эльга,
междуречье Алломот-Амган и в других местах).
Подмерзлотные воды залегают ниже зоны многолетней мерзлоты и
в своем пространственном размещении тесно ассоциируют с надмерзлот-
ныии водами и подземными водами площадей, лишенных многолетнемерз-
лых пород. Они обладают местами напором и являются трещинными и
пластово-трещинными. Максимальная трещиноватость и водообильность
пород присуща верхним частям подмерзлотного слоя.
Химический ооотав, минерализация и другие характеристики под-
земных вод определяются приуроченностью их к тем или иным комплек-
сам пород, в зависимости от которых в районе можно выделить пять
водоносных комплексов и горизонтов.
Водоносный комплекс эллювиальных
четвертичных отложений. Сходные по литологи-
ческому составу, преимущественно гравийно-галечно-песчачпе, отло-
жения пойл и надпойменных террас образуют единый водоносный комп-
лекс. Состав аллювия меняется по.площади и в разрезе: в верховьях
рек и в нижних горизонтах доминируют галечники с валунами, в ни-
зовьях и на участках расширений долин в верхних частях разрезов
аллювия нередко появляются тонкообломочнне и эаглинизированные по-
роды. Глинистне породы и мерзлота верхних горизонтов аллювия обус-
лавливают наличие небольших местных напоров подземных вод. Разгруз-
ка вод аллювиальных террас происходит в реки. Как правило, она осу-
ществляется скрытно, но при наличии глубокого вреза или водоупора
многочисленны родники. Дебит отдельных струй от 0,1 до 0,2 л/с,
редко достигает I л/с. Воды пресные с минерализацией "24-70 мг/л,
прозрачные, без запаха, с температурой 0,5-5,8°. Реакция их слабо-
кислая до нейтральной (рН=6,2-7,15), сбщая жесткость 0,18-3,30 мгэкв
(очень мягкие и умеренно жесткие). Тип вод гидрокарбонатный, каль-
циевый, реже кальциево-магниевнй. Режим их прямо зависит от коли-
чества атмосферных осадков и подвержен сезонным колебаниям. В свя-
зи с широким развитием многолетней мерзлоты и малой мощностью аллю-
вия последний участками может быть проморожен на всю мощность. В
комплексе с поверхностными водами аллювиальные воды могуФ быть ис-
пользованы для питьевого и хозяйственного водоснабжения.
Водоносный горизонт аллювиально-
делювиальных отложений приурочен к маломощной
(1-4 м) зоне дезинтеграции пород, имеющей повсеместное распростра-
нение на склонах и водораздельных пространствах. Водовмещающим
является преимущественно грубообломочный материал различного петро-
графического состава, а также дресва и супеси. Пространственно го-
ризонт тесно перемежается с другими водоносными комплексами. На
площадях распространения островной многолетней мерзлоты - это над-
мерзлотные воды деятельного слоя.
За пределами этих площадей горизонт практически представляет
собой наиболее обводненную часть водоносных комплексов в зонах
близповерхностнсй трещиноватости вмещающих пород. Питание его про-
исходит за счет инфильтрации, режим уровня вод находится в прямой
зависимости от сезонности и количества атмосферных осадков. Раз-
грузка происходит в долины рек и нижележащие водоносные комплексы.
Воды обычно прозрачные, без запаха, холодные (t=1,5-5°), реже име-
ют бурый цвет и неприятный вкус. Они не представляют интереса для
водоснабжения, но в значительной мере осложняют проведение горно-
проходческих работ.
Водоносный комплекс трещиноватой
зоны нижнемеловых осадочно-вулкано-
генных образований. Эффузивы разбиты беспорядоч-
но ориентированными трещинами, по которым с различной интенсивнос-
тью идет выветривание пород. Глубина распространения региональной
экзогенной трещиноватости не превышает 80 мГ203 . Трещины преиму-
щественно крутопадающие, открытые, шириной 0,1-0,5 см. В верхней
более трещиноватой зоне эффузивных покровов развиты трещинные воды
открытой зоны выветривания (воды свободного водообмена). Область
их питания совпадает с областью разгрузки. Питание комплекса осу-
ществляется в основном за счет инфильтрации атмосферных осадков.
В целом комплекс слабо водообильный, с дебитом родников 0,1-0,2 л/с.
Воды мягкие и очень мягкие, с нейтральной реакцией, без цвета и за-
паха, пригодные для питья. Разгрузка их происходит в долины рек,
запасы незначительны и самостоятельного значения для целей водо-
снабжения не имеют.
Водоносный комплекс трещиноватой
зоны метаморфизованных образований
верхнего протерозоя (?) на описываемой террито-
рии имеет незначительное распространение. Воды циркулируют в корен-
ных породах в связи с наличием в них оадогенной и экзогенной тре-
щиноватости. Максимальная трещиноватость приурочена к поверхностно"
зоне мощностью 30-50 м. Трещины закрытые или открытые, нередко вы-
полненные глинистым материалом. Широко развита пластовая трещинова-
тость. Водообильность комплекса в целом незначительна. Дебит встре-
чающихся родников не превышает 0,2 л/с, у подножия склонов и в пре-
делах зон тектонических разрывов увеличивается до 0,5-1 л/с. Глуби-
на залегания уровня подземных вод колеблется от 0,1-6 на пологих
склонах до 30-40 м на приводораздельных участках. Разгрузка вод
происходит в долины рек и ручьев. По химическому составу воды гид-
рокарбонатные, гидрокарбонатно-хлоридные, реже сульфатно-гидрокар-
бонатные, кальцпево-магниевые; пресные с общей минерализацией 24-
150 мг/л,_слабокислые (рП=5,4-6,7), очень мягкие (0,25-1,4 мг-экв),
холодные (t=I-6°). Эти воды пригодны для питьевого водоснабжения,
но вследствие слабой водообильности вмещающих пород запасы их не-
значительны и практическое значение невелико.
Водоносный комплекс трещиноватой
зоны разновозрастных кристалличес-
ких пород широко распространен на территории. Вода комплек-
са приурочены к трещинам отдельности и выветривания, млеющим ре-
гиональное распространение. Кроме региональной трещиноватости, в
породах имеются зоны повышенной секущей трещиноватости, приурочен-
ные к дизъюнктивны:,! тектоническим нарушения:' и имеющие ширину до
1-2 км. Последние особенно водообпльны, дебитк родников здесь срав-
нительно постояннн в течение года и мало зависят от количества ат-
мосферных осадков. Об этом свидетельствует наличие мощных (до 4 м)
многолетних наледей протяженностью до 0,8-Т км в долинах рек и ру-
чьев на левобережье нижнего течения р.Кивили, в междуречье Лпт.ка-
Пакит-Конгто и в других местах.
В целом среди интрузивных пород преобладают родники с дебитом
0,01-1,0 л/с. Уровень зеркала вод в зависимости от гипсометрии мест-
ности и количества осадков в летнее время года колеблется в преде-
лах 0,1-40 м. Подошвой водоносного горизонт". является зона затуха-
ния трещиноватости, которая обычно не преикгает глубины 90-100 м.
По химическому составу воды гидрокарбонатно-натровые, пресные (20-
118 мг/л), без цвета и запаха, с общей жесткостью 0,2-1,44 мг-экв.
Реакция их слабокпслая до нейтральной (рН= -1,3-7,2), средняя темпе-
ратура :3°. Они пригодны для питьевого водоснабжения, но не изоли-
рованы от загрязнения. Питание вод происходит посредством инфильт-
рации, разгрузка - у подножий склонов и в истоках ручьев. Режим
уровня подвержен сезонным колебаниям. Как источник водоснабжения
воды комплекса представляют практический интерес в связи с пх по-
всеместным распространением.
3 целом подземные воды района характеризуются удовлетворитель-
ным качеством. Однако для питьевого и про’тллонно-хозяйственного
водоснабжения, наряду с поверхностными водами, можно использовать
преимущественно воды аллювиальных отложений и, частично, трещинные
воды, связанные с зонами региональных дизъюнктивных нарушений.
ОЦЕНКА ПЕРСПЕКТИВ РАЙОНА
Намечаются существенные различия в металлогении отдельных
частей территории. В бассейне Туюн, Амган-Макит, Гопки и Бол.Аимка
(в пределах Мельгинского блока) профилирующими элементами являются
молибден, олово и вольфрам, рудопроявления которых обнаруживают
четкую пространственную и генетическую связь о телами гранитов за-
ключительной' интрузивной фазы позднего палеозоя С^зР^з), На ос-
тальной площади, располагающейся к западу и северу от Туюнского
разлома, где домезозойские образования глубоко эродированы, глав-
ным полезным ископаемым можно считать золото. Вопрос о возрасте
золоторудной минерализации пока не совсем ясен. Не исключая широкий
возрастной диапазон ее проявлений, большинство исследователей При-
туранья Г2,172обоснованно связывают золото, во всяком случае основ-
ную массу его, с нижнемеловым интрузивным и эффузивным магматизмом.
Наличие рудоконтролирующих структур, масштабы и типы установ-
ленных рудопроявлений позволяют дать рекомендации по дальнейшему
направлению поисковых работ в районе (рис.З).
I. На правобережье р.Туюн выявлено рудопроявление "Ерсекан",
относящееся к кварцево-жильно-грейзеновой формации и приуроченное
к апикальному выступу интрузии позднепалеозойских (^дР^з.) грани-
тов. Наличие здесь рудных тел с промыпленными содержаниями молиб-
дена и повышенными олова свидетельствует о значительной интенсив-
ности оруденения. Сравнивая это рудопроявление с известными на Бу-
реинском массиве - Умальтинским и Мельгинским месторовдениями [4,5Д,
следует предположить увеличение концентраций молибдена с глубиной.
Наиболее перспективен юго-восточный фланг рудопроявления "Ерсекан"
где рудоносная интрузия полого погружается под вмещающие породы,
могущие содержать промышленные рудные тела штокверкового типа. На
рудопроявлений и его ближайших окрестностях необходима постановка
детальных поисковых работ м-ба 1:10 000 Учитывая наличие многолет-
ней мерзлоты и обводненность минерализованных зон, вскрытие рудных
тел следует вести с применением буровзрывных работ и бурения. Лля
прослеживания рудных зон рекомендуются геофизические методы поисков.
2. Севернее (на правобережье р.Туюн, правобережье р.Амган-
Макит) и западнее (в верховьях р.Этеркан и на правобережье р.Туюн)
рудопроявления "Ерсекан" имеются обширный шлиховой ореол рассеяния
(с весовыми содержаниями) касситерита, шеелита и металлометричес-
t J *°,и
Рис.З. Прогнозная карта
Перспективные площади, требующие постановки: I — деталь-
ных поисковых работ-м-ба 1:10 000; 2 - поисковых пабот для
оценки коренных источников молибдена, олова и вольфрама(А-Г1);
3 - геологосъемочных и поисковых работ м-ба Т:ъО Сии (А-”!):
4 - площади, не благоприятные для промышленных концентраций
рудных элементов (Б-1); 5 - площади получившие отрицатель-
ную оценку на известные в районе рудные элементы (Е-П);
6 - площади, перспективные для поискав россыпей касситерита;
7 - площади, перспективные для поисков россыпного золота;
8 - рудоконтролирующие структуры.
кие ореолы олова, волфрама и молибдена. В пределах ореолов уста-
новлены поля грейзенизированных гранитоидов, обилие кварцевых и
пегматитовых жил, рудоносность которых доказана. В бассейне Туюна
обнажаются также многочисленные малые тела позднепалеозойских
гранитов, с которыми• на рудопроявленип "Ерсекан", а су-
дя по приуроченности к ним металлометрических аномалий, и в других
местах связаны рудные тела. Сказанное выше позволяет считать всю
юго-восточную часть территории, относящуюся к Мельгинскому блоку,
перспективной для поисков месторождений редких металлов и олова.
На этой площади можно рекомендовать проведение следующих видов ра-
бот:
а) поисковые работы (маршруты, металлометрическую съемку, по-
верхностные горные выработки) на левобережье р.Корея, на правобе-
режье р.Амган-Макит и в верховьях'р.Зтеркан (площади' (А-П) для
оценки коренных источников молибдена, олова и вольфрама;
б) геологосъемочные и поиоксвые работы м-ба 1:50 000 на пло-
щади (А-П1), расположенной восточнее рек Тексика и Алломот, для вы-
явления, прослеживания и оценки новых рудоносных структур;
в) бурение на левобережье р.Туюн (в междуречье Алломот-Амган)
с целью поисков россыпей касситерита в отложениях высоких террас,
занимающих здесь большую площадь.
3. Шлиховым опробованием аллювия рек в районе выявлено три
площади, перспективные для поисков золота: в междуречье Кивили-
Иеиемна, в бассейне нижнего течения р.Иса и в верховьях р.Тексика.
На первой из них вероятным источником выноса золота в аллювии яв-
ляются установленные здесь золотоносные кварцевые жилы, на второй, -
как и на сопредельной с запада территории [ 17 ] , не исключена связь
золоторудной минерализации также с гидротермально измененными ран-
немеловыми вулканитами; на третьей - коренной источник’выноса не
установлен, но, по-видимоцу, им являются золотоносные .кварцевые
жилы.
На всех указанных площадях тлеются широкие зоны катаклазирован-
ннх и расслаяцованннх пород, к которым и приурочены основная масса
кварцевых жил, а также окварцевание и пиритизация. Поэтому поиски
рудного золота следует проводить вдоль этих зон, являющихся рудо-
контролирующими структурами. Для образования^россыпей золота, на
которые район более перспективен, чем на рудное золото, наряду с
другими геоморфологическими факторами, благоприятны речные долины
и участки долин, размывающие зоны рассланцевания. Особого внимания
заслуживают участки древних отмерших долин на водоразделе Тексяка-
Эиьгакан и на левобережье р.Исы, приуроченные к зонам крупных тек-
тонических нарушений, Все сказанное позволяет рекомендовать проведе-
ние следующих работ для поисков золота:
а) геологосъемочные и поисковые работы м-ба 1:50 000 в между-
речье Кивили-Иеиемна и в бассейне нижнего течения р.Иса (маршруты,
массовое штуфное опробование, поверхностные горные выработки, спект-
розолотометрическая съемка для выявления и оценки коренных источни-
ков сноса золота (площади A-ID);
б) поисковое бурение на участках расширений долин рек Кивили,
Пал.Кивглп, Тексика, Иса, а такие в пределах древних отмерших до-
лин в междуречье Тексика-Зльгакан и на левобережье р.Иса.
ЛИТЕРАТУРА
Опубликованная
I. БРАПШСКЁ! С. Г.1. Государственная геоло^тческая карта СССР
м-ба 1:200 000, лист л'-БЗ-ХШ. М., "Недра",T9 , 91 с.
. 2. ДОРЕНКО В.А. Государственная геологическая карта СССР
м-ба 1:200 000, лист М-53-1. Ы., "Недра", 1964, 75 с.
3. МУЗЫЛЕВ С.А. Государственная геологическая карта СССР м-ба
1:1 000 000, лист М-52 (Благовещенск). Госгеолтехиздат, 1961, 51 с.
4. РАССКАЗОВ Ю.П. Государственная геологическая карта СССР
м-ба 1:200 000, лист М-52-ХЛ (р.Верхний Мальгин'. ГЛ., "Недра",
1959, 49 с.
5. СИГОВ В.Ф. Государственная геологическая карта СССР м-ба
1:200 000, лист 1.1-53-П. М., "Недра”, 1962, 93 с.
Фондова я*)
6. ЗОЛОТАРЕВА Л.И. Карта аномального магнитного поля СССР
м-ба 1:200 ОСО, лист П-52-У1, 1964, Гб 7II729.
7. ИГНАТЬЕВ Г.Г., ЖТ'КО В.В. Отчет о азропоисковых и назем-
ных работах, проведенных партией А6 16 в I960 г. в Верхне-Буреинском
районе Хабаровского края, м-ба 1:25 000, 1961, 08847.
8. ИСМАИЛОВ Р.Я., КИРИЛОВ Н.А. Отчет о результатах работ Бу-
реинской гравиметрической партии й 16 в I960 г. в бассейне р.Бурей
за 1961 г., 1962, Й 09549.
Работы находятся в Дальневосточных геслопгческих фондах.
9. КЙЗЯКОВСКОИ И.И., ПУГАЧ В.Л., ПЕРФИЛЬЕВ Л.Г. Отчет о рабо-
тах Ниманской геофизической партии Jf> 16 в бассейне р,Ниман, прове-
денных в 1956 г., 1957, # 0II82.
10. КИРИЛОВ Д.А., ПРОВКИНЛ Г.Л. и др. Геологическое строение
и полезные ископаемые Ульминского района (отчет о геологической
съемке м-ба 1:1 000 000 в Амурской области), 1954, 5 04554.
II. КИРИЛЛОВ А.А., КРИВИЦКИЙ Л.Б. Геологическое строение верх-
него течения рек Кивили и Бол.Аимка, 1943, 5> 03516.
12. КОВАЛМКИЙ Ф.И. Отчет о результатах геологопоисковых ра-
бот за 1958 г. Хуюнская партия, 1959, № 07853.
13. КРУТОВ Н.К. Отчет о геологической съемке м-ба 1:50 000 в
бассейнах рек Корея и Амган. Аимкинская партия, 1962, й 09854.
14. КУРОЧКИН В.Ф., АБИССАЛОВ Э.Г. Отчет о поисково-ревизионных
работах на редкие металлы в районе правых притоков р.Ульмы, Керы
и Джалинды на территории Амурской области РС'ТОР в I96G-I96T гг.,
1961, JS 08827.
15. ЛОБАНОВ Н.П. Отчет о поисково-разведочных работах Туранс-
кой партии Нияне-Селевдклнского прииска за 1953-1954 it., 1956,
№ 05035.
16. МАЙБОРОДА А.А. Государственная геологическая карта СССР
м-ба 1:200 000, лист М-52-ХХТХ, 1970, № 014744.
17. МАКАР В.И., КОНСТАНТИНОВ А.А. и др. Геологическое строение
и полезные ископаемые бассейна среднего течения р.Ульмы (отчет
Улылинской партии о результатах геологосъемочных работ и-ба
1:200 000 за 1969-1972 it.), 1973, J5 0I600I.
18. ОНИХИМОВСКИЙ В.В., ЗОЛОТОВ И.Г. Геологическое строение бас-
сейнов среднего течения рек Ниман и Туюн, 1941, Ж 03479.
19. ПУТИНЦЕВ В.К., ЗАБОЛОЦКИЙ Е.М. и др. Магматические форма-
ции активизированных областей Дальнего Востока и их металлогеничес-
кая специализация. Отчет по теме J5 56, т.1, часть первая, 1970,
JS 14228.
20. СЕЛКНЖ А.В., ПУТИНЦЕВ В.К. и др. Геологическое строение,
полезные ископаемые и гидрогеологические условия территории листа
М-52-Б. Отчет партии К 846 о комплексной геолого-гидрогеологичес/-
кой съемке м-ба 1:500 000, проведенных в 1962-1965 гг., 1966,
й 0II922.
21. ТИШКОЗ Б.Т., ПОПОВА З.К. Отчет о-результатах геологопоис-
ковых работ, проведенных в средней части бассейна р.Кивили и в
бассейне ее левого притока р.Кучулым в I960-I96I гг., 1961,
08909.
22. ФРОЛОВ Ф.С., КОСАЧ В.Ф., ГОФМАН А.А. Геологическое строе-
ние и полезные ископаемые бассейна среднего течения р.Бысса. От-
чет Пижне-Быссинской партии о результатах геологосъемочных работ
м-ба 1:200 000 за 1969-1972 гг., 1973, Я 0I57I9.
23. ЧЕПЫГИН В.Е., ДРОБИ A.A., ИВЕРЕЕЕВА М.К., ОРЛОВ В.И.
Геологическое строение, полезные ископаемые бассейнов верхних те-
чений рек Пса, Кивили, Ульма, Туюн и результаты поисковых работ на
левобережье верхнего течения р.Уды. Окончательный отчет Туринской
партии по геологосъемочным и поисковым работам за 1969-1972 гг.,
1973, .'5 0I57I0.
Приложение
Список
проявлений полезных нскопаег.'чх, показанных
на листе Ы-52-У1 карты полезных ископаемых
м-ба 1:200 000
Индекс клетки на карте на карте Вид полезного ископаемого и название (местонахожде- ние; проявления Ссылка на zли- тературу (но- мера по списку литературы) Приме- чание
I 2 3 4 5
Титан
П-1 I Верховья р.Исикан 23 Шлиховой ореол мо- нацита, фергусони- та и иль- менита
Цинк
П-1 2 Верховья рек Мсикан и Федькин Ключ Олово 23 Гидрохими- ческий оре- ол по ре- зуль татам спектраль- ного анали- за концент- ратов вод- ных проб
П-4 I Междуречье Кивили- Бол.Аимка 23 Шлиховой ореол
Ш-3 I Верховья рек Инарогды и Туган 23 Шлиховой ореол кас- ситерита и и шеелита
IB-4 2 Междуречье Туюн-Бол.А имка 13 23 То ле
1У-4 I Левобережье руч.Голубой 12 Металло- метрический ореол олова и молибдена по результа- там опробо- вания делю- вия
1У-3
Левобережье ... хнего
течения р.Текспка
Бассейн рек Э-'ткан,
Талибджан и ручьев,
впадающих восточнее
в р.Туюн
Верховья руч.Сосновый
Шлиховой ореол
Шлиховой ореол шеелита
и касситерита
1Гдаохиг'пгческ7<‘ ореол
олова и молибдена* по
результатам сг-жтраль-
ного анализа к кщёнтра-
тов водных проб
Алюминий
1-4
1:1-4
I Правобережье р.Айкан
I Мсадупечье Алломот-
Аг тан
23
13
Делювий
То же
1У-4
1У-3
17-4
Молибден
4 Левобережье рЛйта.
Ерсекан
2 Верховья р.Этеркан
Левобережье р.Ниж.
Ерсекан
Вольфрам
Бассейн верхнего те-
чения р.Кера
Бериллий
1Й-1 I 2 I Верховья р.Ксикач
Редкие земли
Левобережье среднего
течения р.Лмган
Золото
23 В коренном залегании
9,12 Металлометрический оре-
ол по результатам оп-
робования делювия
12 То же
Левобережье нижнего I 21
течения р.Мал.-сгапли I
Деливий
Делювий
Металлометрический оре-
ол иттрия и лантана по
результатам опробова-
ния донных осадков
Делювий
I 2 3 4 5
I-I I Бассейн среднего течения р.Иса 15,23 Шлиховой ореол
1-4 2 Долины рек Кивитн, Иеиемна, Мал.Кивили 21,23 'Го же
ГУ-2 2 Верховья р.Тексика 23 ft II
Флюорит
1У-4 3 Левобережье р.Ниж.
Ерсекан
Графит
1-2 | 2 | Левобережье р.Дягдагле
23 I В коренном залегании
23 I В коренном залегании
Редактор Т.И.Матис
Технический редактор Н.В.Павловокая
Корректор Н.А.Судонкина
Сдано в печать 26/XI-I979 г. Подписано к печати I9/H-I979 г.
Тираж 149 Формат 60x90/16 Уч.-изд.л. 5,3 Заказ 0277
Ленинградская картфабрика
объединения "Аерогеология"