Геологическое строение района истока реки Шренк

Далее закрыто. Мощность отложений в бассейне р. Угрюмая не менее 140 м.

Возраст степановской свиты как верхний кембрий-нижний ордовик (тремадок) определяется на основании находок трилобитов верхнего кембрия и граптолитов трсмадока, а также по аналогии с одновозрастными отложениями Восточного Таймыра [1].

 

Четвертичная система(Q)

Плейстоцен Q_p

Верхнее звено Q_III

 

Ширтинский горизонт — терригенная толща осадков низких водоразделов с абсолютными отметками 200—320 м. Она же вскрыта скважинами  колонкового бурения в основании четвертичных отложений. Сложен  горизонт валунами, галечниками, гравийниками, песками, суглинками, глинами. Минеральный состав отложений горизонта почти полностью  соответствует составу подстилающих коренных пород. В составе  тяжелой фракции осадков северной и центральной частей площади  основную роль играет биотит-роговообманковая ассоциация при  постоянно повышенных концентрациях моноклинного пироксена,  альмандина и ильменита; в составе тяжелой фракции осадков в  горах Бырранга господствуют эпидот и пирит при постоянно повышенных содержаниях биотита, моноклинного пироксена и лимонита. Ранее описываемые отложения картировались как ледниковые  и водно-ледниковые образования зырянского оледенения или относились к санчуговскому времени. Ширтинский возраст  описываемого горизонта определен на основании залегания его  отложений без видимого перерыва под фаунистически охарактеризованными осадками казанцевского горизонта [1].

 

Голоцен Q_h

Современное звено Q_IV

 

Представлен озерными,  озерно-болотными, озерно-речными и  речными осадками. Озерные  и озерно-болотные осадки связаны с чашами современных  озер  и представлены галечниками, гравийно-песчаными отложениями,  песками, алевритами и глинами, торфами, мощность которых не  превышает первых метров. Озерно-речные и речные отложения  приурочены к долинам современных рек. Озерно-речные осадки  формируются на поверхности первой надпойменной террасы, поймы и в старицах. Они представлены песками, алевритами и глинами незначительной мощности. Речные образования включают в себя  накопления первой надпойменной террасы, низкой и высокой пойм,  а также русел современных рек. Характерной особенностью аллювия  является его заимствованный состав из более древних осадков,  т.е. полигенность. Собственно аллювиальные отложения рек в  местах прорезания ими коренных пород слагаются грубообломочным  материалом со сравнительно низкой окатанностью. Главной особенностью четвертичных отложений изученной территории является отсутствие явных ледниковых отложений [1].

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

3. Интрузивные образования

 

Интрузивные образования широко распространены на юго-восточной и центральной части участка. Исходя из положения интрузивных тел в стратифицированном разрезе, их вещественного состава и структурного положения, выделяют следующие разновозрастные комплексы:

Архейский гранитоидный (YAR₂) - «биотит-роговообманковые кварцевые диориты, гранодиориты, биотит-микроклиновые порфиробластовые граниты (Y₁AR₂ — первая фаза); граниты и лейкограниты субщелочные, граниты пегматоидные (Y₂AR₂ — вторая фаза).

Позднерифейский габброидный комплекс (vR₃) — габбро, габбро-диабазы, пироксениты.

Позднепермский-раннетриасовый мафитовый (P₂-T₁). Нерасчлененные интрузии основного состава [1].

 

Архейский гранитоидный комплекс(YAR₂)

 

Он представлен непрерывным рядом пород — от кварцевых диоритов до лейкогранитов, близких к нормальной щелочности. Имеются субщелочные и низкощелочные разности. По составу здесь выделяются биотит-роговообманковые кварцевые диориты, гранодиориты, биотит-микроклиновые порфиробластовые граниты (первая фаза) и граниты и лейкограниты субщелочные, граниты пегматоидные (вторая фаза). Плохая обнаженность и дешифрируемость гранитоидов не позволяют детализировать внутреннее строение выделенных массивов. Выделяются две фазы гранитообразования .

Первая фаза (Y₁AR₂) представлена кварцевыми диоритами, гранодиоритами и биотит-микроклиновыми гранитами. Минеральный и химический состав гранитоидов близок и находится в зависимости от состава вмещающих пород, ксенолиты которых в них наблюдаются. Поэтому предполагаем, что формирование гранитоидов первой фазы происходило за счет плагиогнейсов и ранее сформировавшихся плагиогранитов и эндербитов в результате ультраметаморфизма. Среди гранитоидов выделяются биотит-микроклиновые порфиробластовые, биотит-роговообманковые кварцевые диориты и гранодиориты.

Биотит-микроклиновые порфиробластовые граниты являются наиболее распространенными породами комплекса. Для них характерно постоянное наличие хорошо выраженной порфиробластовой и очковой текстур. В них наблюдается аллотриоморфнозернистая и гипидиоморфнозернистая структуры основной массы, а также катакластическая и бластомилонитовая структуры. Минеральный состав: плагиоклаз (35—55 %), микроклин (15—40 %), кварц (10-30%), слюда (3—5 %), редкие зерна роговой обманки. Акцессорные минералы: апатит, циркон, сфен, рутил, рудный. Вторичные минералы представлены серицитом, мусковитом, альбитом, эпидот-цоизитом, хлоритом и составляют 15 % и более. Плагиоклаз образует зерна неправильной или таблитчатой формы с «обломанными» краями. На границе с микроклином наблюдаются мирмекитовые вростки кварца. Плагиоклаз сильно изменен и замещается, часто нацело, агрегатом альбита и бесцветной слюды или тонкозернистым агрегатом эпидот-цоизита, или тем и другим. В нем наблюдаются новообразованные зерна альбита, находящиеся в реакционном соотношении с мусковитом, видны реликты мельчайших чешуек мусковита. Микроклин образует мелкие ксеноморфные зерна или слагает порфиробласты размером до 7 мм. Зерна микроклина подроблены, содержат округлые включения кварца и неправильной формы зерна альбита, образовавшегося, вероятно, по пертитовым выделениям. Не исключено, что в гранитах присутствует микроклин двух генераций. Кварц образует крупные зерна, реже порфиробласты, сильно раздроблен, с резким волнистым погасанием. В случае катаклаза заметна перекристаллизация кварца. Биотит зеленовато-коричневого цвета ориентирован субпараллельно, замещается агрегатом альбита и мусковита или хлорита, с образованием лейкоксенизированного сфена и игольчатого рутила, создающих подобие сагенитовой решетки. По химическому составу граниты первой фазы относятся к весьма глиноземистым низкощелочным и нормальным гранитам (5<Na₂0+K₂0<7,5 вес. %) калиево-натриевой серии.

Биотит-роговообманковые кварцевые диориты картируются в краевых частях гранитных массивов. Породы средне- и крупнозернистые, иногда среднезернистые, имеют темно-серую окраску и массивную, реже очковую, текстуру, в зонах катаклаза приобретают элементы сланцеватой текстуры. Структура их разнообразная: лепидогранобластовая, порфировидная, порфиробластовая, гипидиоморфно-зернистая, катакластическая, бластокатакластическая, милонитовая. Минеральный состав: плагиоклаз (50—60 %), кварц (10—25 %), роговая обманка (3—15 %), биотит (до 10 %); акцессорные — апатит, циркон, ортит, сфен и рудный в виде включений в биотите и роговой обманке. Вторичные минералы (иногда до 40 %) представлены мусковитом, эпидот-цоизитом, альбитом, актинолитом, хлоритом, серицитом, соссюритом.

Плагиоклаз образует крупные изоморфные зерна неправильной или таблитчатой формы, иногда порфиробласты. Он замещается тонкочешуйчатым агрегатом альбита и эпидот-цоизита. Полисинтетические двойники просматриваются плохо. В случае интенсивного катаклаза зерна вторичных минералов приобретают ориентированное расположение и подчеркивают сланцеватую текстуру в основной массе. Кварц присутствует в виде раздробленных зерен неправильной или линзовидной формы размером 0,2—1,0.

Биотит образует довольно крупные (1—2 мм) пластинки, имеющие коррозионное ограничение на контакте с кварцем и плагиоклазом, замещается мусковитом, чаще хлоритом с выделением мелких зерен сфена с лейкоксеновой оторочкой. Иногда биотит содержит мелкие игольчатые зерна рутила с неясно выраженной сагенитовой решеткой. По химическому составу диориты относятся к нормальным и субщелочным высокоглиноземистым породам калиево-натриевой серии.

Гранодиориты обнажаются к северо-востоку от оз. Направляющее и на правобережье рек Мамонта и Правая Мамонта вдоль северо-западного ограничения Шренковского выступа, где они находятся в тесной пространственной связи с биотит-микроклиновыми порфиробластовыми гранитами. Гранодиориты имеют серую, светло-серую окраску и массивную, очковую или сланцеватую текстуру. Структура их от крупнозернистой до грубозернистой, порфировидная. Они имеют гетеролепидогранобластовую, гипидиоморфно-зернистую, порфировую, бластокатакластическую, бластомилонитовую структуры. Состав: плагиоклаз (50—70 %), микроклин (5—30 %), кварц (5—25 %), биотит (10—15 %). Вторичные минералы составляют до 30 % объема породы и представлены соссюритом, серицитом, эпидот-цоизитом, альбитом, мусковитом, хлоритом. Акцессорные — апатит, циркон и рудный, как правило, в виде включений в биотите.

Плагиоклаз в мелких и крупных зернах таблитчатой формы с обломанными краями иногда слагает порфиробласты, интенсивно замещается соссюритом, серицитом, эпидот-цоизитом, по краям зерен — агрегатом альбита и бесцветной слюды. На границе с микроклином редко отмечаются мирмекитовые вростки кварца. Основная масса сложена тонкозернистым агрегатом серицита, кварца, подчиненного количества полевого шпата. Микроклин в виде крупных зерен с «обломанными» краями чаще слагает линзовидные порфиробласты, ориентированные параллельно сланцеватости, или выполняет промежутки между зернами кварца и плагиоклаза. Редко он имеет пертитовое строение. Микроклиновая решетка хорошо выражена, иногда отсутствует. В крупных зернах микроклина редко наблюдаются округлые включения кварца и измененного плагиоклаза. Замещается он соссюритом, по краям альбитом, но просматривается более свежим, чем плагиоклаз.

Кварц образует зерна неправильной формы с резким волнистым угасанием, часто раздроблен. Иногда он слагает порфиробласты, ориентированные параллельно сланцеватости. Биотит образует крупные чешуйки, плеохроирующие в светло-коричневых тонах, интенсивно раздроблен и почти нацело замещен агрегатом альбита и мусковита, реже развивается хлорит. Чешуйки вторичного мусковита подроблены и изогнуты С-образно. Иногда наблюдается сагенитовая решетка.

В кварцевых диоритах, гранодиоритах и гранитах первой фазы бластез выражается, в первую очередь, в частичной перекристаллизации кварца с образованием более крупных хорошо ограненных зерен без волнистого угасания, наблюдается и перекристаллизация основной ткани породы с образованием мусковит-кварцевых и мусковит-цоизитовых прослоев. По химическому составу кварцевые диориты относятся к весьма высокоглиноземистым породам

Вторая фаза (Y₂AR₂) представлена гранитами, субщелочными гранитами, лейкогранитами, пегматоидными гранитами интрузивно-реоморфического генезиса. Химический состав их приведен в табл. 6. Они слагают дайкообразные и жильные тела незначительной мощности протяженностью от десятков сантиметров до нескольких десятков метров. Они конкордантные и дисконкордантные по отношению к вмещающим породам. Внешне граниты второй фазы всегда светло-серые, иногда розоватые, средне- и крупнозернистые до грубозернистых. Текстура их массивная, структура гипидиоморфнозернистая или порфировидная. Все разновидности гранитов весьма схожи по минеральному составу и отличаются лишь некоторыми количественными вариациями. В гранитах и  низкощелочных лейкогранитах кварц составляет 20—30 %, в субщелочных и лейкогранитах — около 30 %. Плагиоклаз и микроклин находятся примерно в равных количествах или преобладает плагиоклаз. Содержание микроклина в субщелочных разностях 30—60 %. Наблюдаются пертитовые и антипертитовые агрегаты, а также прорастания микроклина кварцем, образующие подобие письменной структуры. Темноцветные минералы не превышают 5 %. Вторичные изменения аналогичны преобразованиям в гранитах первой фазы. Отличие состоит в интенсивном развитии альбита. Возможно наличие двух микроклинов: в крупных индивидах микроклина встречаются включения зерен микроклина.

Сформировались граниты второй фазы вероятно за счет частичного плавления вещества палингенно-метасоматических гранитов и плагиогнейсов и были отжаты в верхние горизонты.

В целом гранитоиды верхнеархейского комплекса по минеральному составу и химической характеристике весьма схожи с ультаметаморфическими плагиогранитами и лейкократовыми плагиогнейсами шренковской серии. Это позволяет предположить, что для гранитоидов архейского комплекса исходным материалом являлись если не породы шренковской серии, то весьма похожие на них образования. Вероятно, гранитоиды первой фазы являются параавтохтонными и поэтому их трудно отличить при полевых наблюдениях от ультраметаморфических образований шренковской серии. Граниты второй фазы генетически тесно связаны с породами первой фазы и, по-видимому, являются инъекциями остаточного расплава. Становление их происходило чуть позже внедрения гранитов первой фазы.

Позднеархейский возраст гранитов Шренковского выступа определяется исходя из их геологической позиции и по аналогии с древнейшими образованиями Анабара, Енисейского кряжа и Кольского полуострова [1].

 

Верхнерифейский комплекс габброидов (vR₃)

 

Верхнерифейские габброиды встречаются крайне редко. В настоящее время известно несколько мелких тел. Одно изометричное тело площадью 0,5 км²  закартировано на междуречье Ожидания и Шренка. Здесь оно перекрывается конгломератами посадочной свиты, габброиды присутствуют в них в виде гальки. Это тело располагается в поле доломитов колосовской свиты. Два выхода габброидов размером до 50—80 м² каждое наблюдаются в тесной пространственной близости с верхнерифейскими гипербазитами. По составу среди них выделяются габбро, габбро-диабазы и пироксениты.

Габбро слагают тело на междуречье Ожидания и Шренка. Породы массивные, среднекристаллические. Окраска их зеленовато-серая, сохраняется реликтовая офитовая структура. Они состоят из плагиоклаза (50—55 %), актинолита (30—35 %) и вторичных минералов: хлорита и эпидота (10—15 %). В небольшом количестве присутствуют лейкоксенизированный ильменит и карбонат. Плагиоклаз в габбро нацело серицитизирован, частично соссюритизирован. Актинолит, по-видимому, развивается по моноклинному пироксену.

В контакте с габбро и пироксенитами доломиты колосовской свиты изменены с образованием зоны офикальцита шириной первые метры.

Габбро-диабазы пространственно ассоциируют с верхнерифейскими гипербазитами. Они зелено-серые, темно-зелено-серые, среднекристаллические, интенсивно рассланцованы, подроблены, иногда с элементами нечеткой линейной текстуры. Породы характеризуются реликтовой диабазовой структурой и состоят из примерно равного количества измененного плагиоклаза и роговой обманки — актинолита. Плагиоклаз нацело замещен тонкочешуйчатым серицитом с примесью хлорита. Актинолит бледно-зеленой окраски образует крупные зерна до 0,9—3 м и вероятно развивается по моноклинному пироксену. Встречаются единичные мелкие зерна сфена и апатита.

Верхнерифейский возраст габброидов определяется уверенно. Они присутствуют в гальке конгломератов посадочной свиты верхнего рифея [5].

Позднепермский-Раннетриасовый мафитовый интрузивный комплекс (P₂-T₁)

 

Позднепермский-раннетриасовый мафитовый интрузивный комплекс (P₂-T₁) Породы комплекса представлены преимущественно безоливиновыми и оливиновыми долеритами нормального ряда, а также кварцевыми долеритами, габбро-долеритами, кварцевыми габбро и трахидолеритами. Форма тел комплекса - силлы и дайки. Они образуются среди пород позднепермского-раннетриасового комплекса. Форма тел первого поля - силлы; дайки встречаются редко. Дайки характерны для полей распространения пород архея и рифея. Силлы представляют собой плитообразные или линзовидно-удлиненные тела, залегающие в общем согласно с вмещающими породами. Иногда они имеют многоярусное строение и тогда соединены подводящими каналами — дайками. Силлы имеют площадь от нескольких метров до нескольких десятков метров. По простиранию они прослеживаются на 2—10 км. Для большинства силлов характерны плоские ровные контакты с вмещающими породами. Дайки при средней мощности 5—10 м имеют протяженность 2—3 км. В отдельных случаях мощность их достигает 15—20 м, а протяженность 10—12 км. Породы позднепермского-раннетриасового комплекса довольно отчетливо дешифрируются на всех видах аэрофотоматериалов. Наиболее распространенными по-