CC BY
18
крутизны до 400. Подрост большинства пород тяготеет к пологим и средней крутизны склонам.
Для горных территорий Северо-Западной части Большого Кавказа расчитаны оптимальные условия возобновления, которые основаны на критериях наиболее специфичных отношений между отдельными факторами среды и видовой принадлежностью подроста (табл. 1).
Сосна хорошо возобновляется под осинниками, растущими в интервале высот 2050-2550 м, на крутых и очень крутых склонах (41-600) восточной или западной экспозиции. Оптимальными условиями для возобновле-
ния пихты кавказской служит полог соснового или осинового леса (данные взяты из матриц совместных частот встречаемости видов подроста с доминантами основного яруса древостоя) в пределах высот 1450-2150 м на склонах северной или восточной экспозиции при крутизне 6-400 и т.д. В горной местности, со значительным разнообразием условий произрастания, знание экологии древесных пород, приобретает особое значение. Принятие научно-обоснованных решений при подборе породы для закладки лесных культур ориентирует лесное хозяйство на восстановление коренной растительности.
Таблица 1
Сочетания оптимальных факторов среды для возобновления основных лесообразователей горных
Показатели условий среды Породы подроста
сосна пихта ель береза ольха бук
Доминанты лесных ценозов Осина Осина Сосна Пихта Ольха Осина Осина Пихта Береза
Высота над уровнем моря, м 2050-2550 1450-2150 1450-1850 2150-2550 1400-1700 1500-2300
Экспозиция склона восточная, западная восточная, западная восточная, западная северная, западная, равнина восточная, равнина юго-западная, северозападная
Крутизна склона 41-60 6-40 11-25 0-5 0-5 6-10, 26-35
Проведенные исследования в естественных лесах КЧР позволили выявить характер взаимосвязей факторов среды (высоты над уровнем моря, экспозиции, крутизны склона и т.д.) и структуры лесных сообществ (лесовод-ственно-таксационных показателей), которые во многом определяют условия лесовозобновительного процесса в горах и сукцессии на ранних стадиях восстановления коренной растительности. Сопряженность и специфичность взаимоотношений абиотических факторов с видовым составом подроста позволяет выделять оптимальные экологические ниши для формирования устойчивых поколений растительных сообществ, которые в свою очередь способны сыграть важную роль в восстановлении экологического баланса трансформированных лесных территорий Карачаево-Черкесии. Каждой породе подроста соответствует определенный набор абиотических факторов в сочетании определяющих оптимальные условия произрастания.
Список литературы
1. Онищенко В.В., Узденов У.Б. Эколого-географиче-ские особенности лесообразования и пути устойчивого лесопользования в горах Северного Кавказа// Вестник Карачаево-Черкесского государственного университета. Карачаевск: КЧГУ, 2007. - С. 165 -206.
2. Онищенко В.В. Оптимальноелесовозобновление в горах Северного Кавказа // Оригинальные статьи. Лесоведение АН РФ. М., 2005, № 1. - С. 37-42.
3. Петропавловский Б.С., Закруткин В.Е., Онищенко В.В. Опыт исследований и перспективы развития метода многофакторного анализа лесной растительности (на примере Тебердинского государственного заповедника Карачаево-Черкесии) / Изв. высш. уч. завед. Северо-Кавказский регион. Естеств. науки. № 1, Ростов н/д, 2011 - С. 100 -105.
4. Хрусталев Ю.П., Салпагаров Д.С., Онищенко В.В. Геоэкологические особенности развития лесной растительности Северо-западного Кавказа (на примере Тебердинского заповедника). Монография. Ростов н/Д. Изд. РГУ, 2002. - 232 с.
КОБАЛЬТ ТУВЫ
Лебедев Владимир Ильич
Доктор геолого-минералогических наук, профессор, директор, Тувинский институт комплексного освоения
природных ресурсов СО РАН, Кызыл, Республика Тыва
Исследованы кобальтоносные структуры, пространственно совпадающие с зонами разломов глубинного заложения в ограничении складчато-глыбовых сооружений различного возраста консолидации. Они характеризуются повышенной проницаемостью для металлоносных флюидов, отчётливо фиксируются гравитационными ступенями поля, контролируют размещение кобальтовых месторождений и проявлений различной
формационной принадлежности. Каждому формацион-ному типу соответствует определённая совокупность ру-доконтролирующих факторов, проявившихся с максимальной интенсивностью в рудных узлах и полях. Анализ влияния рудоконтролирующих факторов узлового и локального рангов на размещение и локализацию собственно кобальтовых месторождений в совокупности с установленными возрастными уровнями интенсивного
проявления арсенидной никель-кобальтовой и сульфоар-сенидной минерализации позволил выделить латеральные ряды относительно одновозрастных рудных формаций
Ключевые слова: кобальтоносные структуры, ру-доконтролирующие разломы, рудные узлы, рудные формации, генетические типы, минеральные парагенезисы, гидротермальные растворы.
Кобальтовые проявления на территории Тувы относятся преимущественно к двум генетическим типам (Рудные формации Тувы, 1981; Лебедев, 1998): гидроте рмаль-ному и, менее распространённому, контактово-метасо магическому. Первый из них представлен никель-кобальтовой арсенидной, медно-кобальтовой сульфоарсенидной, кобальт-медной сульфоарсенидно-блекловорудной жильными рудными формациями, а второй — кобальтовой сульфоарсенидной скарновой, сульфоарсенидно-магнети-товой кобальтсодержащей скарновой и сульфоарсенидной кобальтсодержащей лиственит-березитовой рудными формациями. Месторождения кобальтовых руд обычно приурочены к межблоковым зонам, фиксирующим активизированные участки глубинных разломов, или к расколам фундамента жёстких блоков. При этом богатые арсе-нидные никель-кобальтовые руды, представляющие промы шленный интерес, сосредоточены в рудных узлах и полях на участках пересечения зон глубинных и крупных региональных разломов с длительной историей геологического развития, сложным и дифференцированным интрузивным магматизмом и интенсивными гидротер-мально-метасоматическими преобразованиями.
Убсунур-Ховуаксынская кобальтоносная зона
Рудномагматическая система, в результате функционирования которой в позднем палеозое - раннем мезозое формировались месторождения комплексных серебро-зо-лото-висмут-медно-никель-кобальтовых арсенидных и сульфоарсенидно-сульфосольных руд, пространственно совмещена с областью сочленения Восточно-Таннуоль-ского антиклинория и Западно-Таннуольского синклино-рия по зоне Убсунур-Баянкольской системы разломов глубинного заложения. Эта металлогеническая структура северо-восточного простирания имеет ширину до 20 км и протяжённость более 180 км, контролирует размещение Хову-Аксынского и Улатай-Чозского рудных узлов, объединяющих Хову-Аксынское, Узунойское, Боштагское, Кендейское, Карахемское, Торгуньское, Тээльское, Ула-тайское и другие месторождения и рудопроявления (Лебедев, 1967; 1986, 1998). Убсунур-Ховуаксынской зоной контролируются самостоятельные малые интрузии, представленные двухфазным торгалыкским интрузивным комплексом (габбро, габбро-диабазы, гранофиры, граносие-нит-порфиры) и относительно разновозрастными дайками основного, среднего и кислого состава. Зона отчётливо «отбивается» в гравитационных полях в интервалах глубин 8-30 км. Особенностью её является принадлежность к двум существенно различающимся структурно-фаци-альным областям — Восточно-Таннуольской и Западно-Таннуольской. Первая из них характеризуется развитием формаций базальтового и липаритового ряда и терри-генно-карбонатных формаций ранне- среднекембрий-ского возраста, а также меньшей полнотой и мощностью отложений морской терригенно-карбонатной формации силура и континентальной пестроцветной формации девона-карбона. Вторая — отличается присутствием в ней отложений терригенно-карбонатной и молассоидной гру-бообломочной формаций ордовика, большей полнотой стратиграфического разреза силурийских, девонских, каменноугольных и юрских отложений. В целом кобальто-
носная зона может рассматриваться как своеобразная ме-таллогеническая структура с комплексом признаков, характерных для сопряжённых областей.
Особое место в истории формирования рудных узлов и полей в контурах зоны занимают контактово-мета-соматические и гидротермально изменённые породы, а также разрывные нарушения. Постмагматические изменения вмещающих пород в связи с внедрением в среднем кембрии гранодиорит-плагиогранитной магмы выражены широкими полями роговиков биотит-полевошпатового, кварц-полевошпатового и амфибол-пироксен-полевошпатового состава. Значительным развитием в зоне пользуются контактово-метасоматические образования, возникшие в результате замещения терригенно-туфогенно-карбонатных пород скарнами магнетит-андрадит-эпидот-амфиболового ряда. Гидротермальные изменения проявлены локально вдоль разрывных нарушений и представлены в южной части зоны полями вторичных кварцитов, серицит- и хлоритсодержащих пород, а в центральной и северной частях — жилообразными зонами окварцевания и карбонатизации. В контурах зон окварцевания и карбо-натизации иногда наблюдаются кварц-кальцит-халькопи-ритовые и пирит-халькопиритовые прожилки с повышенными содержаниями кобальта, золота и серебра. Промышленных концентраций кобальта в связи с салаир-ским тектономагматическим циклом в пределах зоны не установлено и предпосылки для их выявления отсутствуют.
Силурийский и девонский периоды характеризовались знакопеременными перемещениями консолидированных в позднем кембрии и ордовике тектоногенов Тан-нуольско-Ондумской островодужной системы. В краевой части горст-антиклинорного Восточно-Таннуольского поднятия, в зоне его сопряжения с Западно-Таннуольской рифтогенной троговой структурой, в раннем девоне и эйфеле произошли интенсивные вулканические извержения базальтовых, андезитодацитовых и трахилипаритовых лав преимущественно из аппаратов центрального типа. В эн-доконтактах субвулканических залежей лабрадор-битов-нитовых порфиритов и габбро-диабазов локально проявлены гидротермальные изменения, выраженные хлоритизацией и пренитизацией эффузивов и туфов основного-среднего состава. На участках развития кварц-ан-керитовых штокверков и разрозненных жил с сульфоарсе-нидно-блекловорудной минерализацией в миндалинах интенсивно пренитизированных плагиопорфиритов и ме-ланофиров содержится вкрапленность самородной меди. В конце раннедевонской эпохи интенсивная вулканическая деятельность затухает и в эйфельское время происходит отложение соленосных толщ в юго-западной и центральной частях зоны. Позднее (до франского времени) в её пределах намечается устойчивое опускание с формированием терригенных толщ в условиях межгорного прогиба. В конце девонской эпохи и раннем карбоне активизировались тектономагматические процессы, в результате которых по зонам разлома глубинного заложения внедрялась базальтоидная магма. Формирование самостоятельных малых дифференцированных габбро-сиенитовых интрузивов торгалыкского комплекса в Убсунур-Баянкольской зоне разломов повлекло за собой активизацию захороненных в послеэйфельское время пересыщенных хлоридных и сульфатных растворов. Воздействие этих растворов на участках интенсивной трещиноватости, дробления и послойных подвижек в терригенно-карбонат-ных породах силура и нижнего девона в условиях повышенных температур, возникших в результате герцинской интрузии субщелочных гранитов-гранофиров, привело к
образованию контактово-метасоматических хлоритсодер-жащих пород — скаполитсодержащих гранат-пироксен-амфиболовых скарнов и пироксен-пренит-полевошпато-вых апоскарнов. Гидротермальные изменения вмещающих пород на этом этапе выразились в интенсивной хло-ритизации и карбонатизации пород основного состава, а также в окремнении и частичной баритизации вулканогенных образований нижнего девона. На локальных участках в контурах рудных полей вдоль зон разломов гидротермальные изменения повторялись многократно, что обусловило стадийность, а в некоторых случаях и зональность в размещении гидротермалитов и рудной минерализации. С этим этапом наиболее отчётливо устанавливается связь собственно кобальтового оруденения зоны. Арсенидная никель-кобальтовая минерализация контролируется системой разрывных структур на пересечении Убсунур-Баянкольской-Унгешской и Убсунур-Ба-янкольской-Улатай-Чозской зон разломов. Кроме Хову-Аксынского и Улатайского рудных полей, она проявлена в рудах Узунойского месторождения, Боштагского, Юш-Карасугского, Кара-Хемского и Медного рудопроявле-ний.
Северо-Таннуольская кобальтоносная зона
Эта металлогеническая структура относится к категории региональных фрагментарного типа, что обусловлено приуроченностью к сопряжению Хемчикского салаирско-каледонского блока с Чингекатским поднятием и Западно-Таннуольским герцинским прогибом. Особенностью геотектонического развития зоны является дифференцированное разнонаправленное перемещение отдельных блоков фундамента её западной, центральной и восточной частей с относительной консолидацией центрального блока и исключительной мобильностью восточного и западного блоков. Подвижность краевых блоков, по-видимому, обусловлена влиянием тектонических перемещений по сколовым системам Шапшальского и Чаза-дыр-Карасугского разломов глубинного заложения, которыми контролируется размещение венд-кембрийской офиолитовой ассоциации, включая массивы хромитонос-ных гипербазитов. Стратифицированные толщи в контурах зоны представлены метаморфическими сланцами позднего протерозоя, офиолитовой ассоциацией венда -нижнего кембрия, вулканогенными образованиями нижнего и молассоидами верхнего ордовика, терригенно-кар-бонатными отложениями силура, андезито-дацитами и их туфами нижнего девона, туфогенно-соленосными отложениями эйфеля, а на отдельных участках — песчано-алев-ролитовой черносланцевой толщей среднего девона и угленосной молассой юрского возраста.
Докембрийские и нижнепалеозойские образования претерпели интенсивный динамометаморфизм, смяты в сложные складки, интрудированы магматитами разного состава, нарушены многочисленными сколами и разрывами надвигового типа. Герцинский этап тектономагмати-ческой активизации проявился в пределах всей зоны. Он нашёл своё выражение в формировании пояса самостоятельных малых интрузий габбро-сиенитовой формации, многочисленных даек основного состава и разрывных нарушений типа чешуйчатых надвигов, зон смятия, рас-сланцевания и повышенной трещиноватости. Пространственно сближенные кобальтоносные рудопроявления и месторождения группируются в узлы, подчёркивающие фрагментарность зоны. В размещении рудных узлов важную роль играли сквозные системы разломов, секущие Се-веро-Таннуольскую зону вкрест простирания. Они трассируются цепочками габброидных интрузивов позднего палеозоя. К участкам пересечения тяготеют Чергакский,
Акхемский и Иштихемский рудные узлы. В целом зона характеризуется следующими особенностями: многоактным прерывистым проявлением тектоно-магматических процессов; отчётливым влиянием сопряжённых с зоной тектонических структур глубинного заложения и сквозных поперечных разломов фундамента; тесной пространственной связью минерализации с гипербазитами венда - нижнего кембрия и позднепалеозойскими габбро-монцонито-идными интрузиями этапа тектоно-магматической активизации; узловым размещением эндогенного оруде-нения в обрамлении Аянгатинского (Чергакский узел), Чингекатского (Акхемский узел) и Чаахольского (Ишти-хемский узел) поднятий; фрагментарностью проявления ртутной и медно-кобальт-сурьмяно-мышьяковой минерализацией.
Хемчикско-Куртушибинская кобальтоносная зона
Весьма протяжённая (более 300 км) металлогениче-ская структура охватывает полосу шириной 10-25 км и пространственно совпадает с зоной Саяно-Тувинского глубинного разлома, отделяющего Западно-Саянский синклинорий и Куртушибинское поднятие от Хемчикско-Сыстыгхемского (Тувинского) прогиба (Кужугет и др., 1984). В контурах зоны размещаются Акольское, Байтай-гинское, Шугурское, Эзимское и Верхнесанныкское месторождения и проявления арсенидных и сульфоарсенид-ных руд. Зона выражена эвгеосинклинальным трогом, выполненным венд-раннекембрийской офиолитовой ассоциацией, и характеризуется сложным линейно-перистым строением. Она чётко проявлена в магнитном поле узкой полосой интенсивных максимумов и гравитационной ступенью. Особенностью Хемчикско-Куртушибинской зоны является формирование её на границе областей с различной историей геотектонического развития в каледонском и герцинском тектономагматических циклах. Являясь естественной геотектонической границей между байкаль-ско-салаирско-каледонским Западно-Саянским прогибом и Тувинским эписалаирским массивом ранней консолидации, зона характеризуется проявлением относительно разновозрастных знакопеременных тектонических перемещений. Это привело к образованию в раннем кембрии мощных спилито-диабазовых толщ, а в позднем — амаг-матичных флишоидно-молассоидных отложений. С начальным этапом развития салаирид связано формирование венд-раннекембрийских гипербазитов с синхронным хромитовым и наложенным хризотил-асбестовым оруде-нением, а с конечным этапом — верхнекембриских габ-бро-анаортозитов, плагиогранитов, грано-диоритов с синхронным железорудным, титаномагнетитовым и полиметаллическим оруденением. В каледонский этап происходило формирование прибрежно-континентальной ордовик-силурийской молассы. Поздняя стадия каледонского цикла характеризуется накоплением относительно маломощных толщ силурийской терригенно-карбонатной прибрежно-морской формации. Раннедевонский ороген-ный этап выражается формированием вулканоплутониче-ских комплексов преимущественно кислого состава и связанных с ними грейзенов и скарноидов с редкометальным оруденением. Последующие проявления магматизма трещинного субплатформенного типа вдоль зоны глубинного разлома являются результатом герцинского и, возможно, мезозойского периодов активизации, находящихся во временной и причинной зависимости со стадиями развития Горно-Алтайской палеоокеанической системы.
Существенное место в истории формирования структур рудных узлов и полей Хемчикско-Куртушибин-ской кобальтоносной зоны занимают гидротермальные и метасоматические преобразования вмещающих пород и
разрывные нарушения. С салаирским этапом связаны ав-тометасоматические изменения пород офиолитовой ассоциации. Они имеют региональное распространение и выражены серпентинизацией гипербазитов и спилитов, хлоритизацией, гематитизацией и пиритизацией эффузи-вов основного-среднего состава и их туфов. В этот этап сформировался базис геохимических элементов, который в последующем мог служить одним из источников рудных компонентов кобальтовых месторождений. С этапом формирования Западно-Саянской антиклинорной зоны инверсионного типа связано образование обширных полей кварцевых жил в толщах кембро-ордовикского флиша. Значительной интенсивностью и масштабами характеризуются постмагматические преобразования вмещающих пород под воздействием интрузий щёлочно-гранитовой магмы поздней (коллизионной) стадии каледонского цикла. Они выражены обширными полями роговиков биотит-полевошпатового и кварц-полевошпатового состава в вулканогенных образованиях кембрия и терригенных отложениях кембро-ордовика. Осадочные терригенно-кар-бонатные породы силура в экзоконтактах этих интрузивов превращены в эпидот-гранат-пироксеновые и гранат-эпи-дотовые скарны высокотемпературной фации. Локальное размещение гидротермалитов вдоль разрывных нарушений, секущих весь комплекс стратифицированных и интрузивных образований, включая породы эйфельского яруса и габброиды каменноугольного возраста, указывает на связь наиболее распространённых гидротермалитов с этапом посторогенной тектономагматической активизации.
Гидротермально изменённые породы в пределах зоны представлены: апосерпентинитовыми лиственитами в офиолитах венда - нижнего кембрия с проявлениями золота, кобальта, никеля; лиственитоподобными кварц-до-ломит-кальцитовыми залежами в терригенных отложениях силура и эйфеля с проявлениями ртути, полиметаллов; зонами окремнения, халцедонизации и ар-гиллизации в вулканогенных образованиях нижнего кембрия, нижнего девона и эйфеля; зонами карбонатизации, березитизации и аргиллизации в отложениях ордовика, силура и нижнего девона, интрузивных массивах девонского, каменноугольного и пермского возраста. Рудные узлы, сходные по интенсивности и полноте гидротермальных и метасоматических изменений, характеризуются проявлением совпадающих по минеральному составу рудных объектов.
В целом кобальтоносная зона характеризуется многоэтапным направленным тектономагматическим развитием, сходными метасоматическими и гидротермальными изменениями вмещающих пород на участках сопряжения с оперяющими зонами разломов, повторяющимся геохимическим комплексом рудных компонентов в разрозненных узлах с ведущей золото-никель-мышьяковой специализацией. Направленность тектономагматического развития фиксируется сменой трёх этапов: салаирского с заложением и формированием эвгеосинклинального прогиба с характерным для него венд-раннекембрийским офиолитовым комплексом, включающим в виде акцессорных сульфидов, арсенидов и элементов примесей в породообразующих минералах основную массу кобальта; каледонского с формированием флишоидных комплексов и последующей интрузией гранитоидов, сопровождавшейся оксидной, сульфидной и сульфоарсенидной минерализацией в скарнах и кварцевых жилах; позднепалеозойско-мезозойского с формированием наложенных впадин в период активизации зоны глубинного разлома с образованием пояса базитовых интрузивов субщелочного ряда и
полей гидротермально и метасоматически изменённых пород с наложенной жильной арсенидной никель-кобальтовой и сульфоарсенидно-блекловорудной медно-кобаль-товой минерализацией.
Шапшало-Хархиринская кобальтоносная зона
Трансграничная металлогеническая структура протяжённостью около 370 км охватывает полосу шириной от 2-3 км до 60 км. Она пространственно совпадает с системами Шапшальского и Цаган-Шибэтинского разломов глубинного заложения, по которым сопряжены байкаль-ско-салаирские структуры Телецко-Чулышманского и Ачитнурского поднятий с каледонидами Западно-Саянского инверсионного антиклинория и ранними герцини-дами Западно-Таннуольского синклинория. Зоны глубинных разломов выражены линейно-перистой межблоковой структурой «торцового» типа, которая фиксируется поясом смятия, дробления и системой сопряжённых сбросов и чешуйчатых надвигов, контролирующих размещение наложенных приразломных грабен-синклиналей дейтеро-орогенного этапа развития (Башарина и др., 1970). В магнитном поле на всём протяжении межблоковой зоны прослеживается линейно ориентированная цепочка локальных положительных аномалий интенсивностью до 1000 нТл и чёткая гравитационная ступень (Тектоника.... 1973; Шарловская, 1985). Тектоническая активность зоны проявляется и на современном этапе, что выражается высокой сейсмичностью и горообразованием в её пределах (Масарский, Рейснер, 1971). Подобные рудоконтролиру-ющие структуры выделяются в качестве «замкнутых рудных поясов периферии консолидированных массивов» (Князев, 1973). Они принадлежат к категории сквозных разрывных рифтогенных структур глубинного (мантийного) заложения (Щеглов, Говоров, 1985).
Проявления разновозрастного магматизма крайне разнообразны по составу и геохимической специализации, Гипербазиты салаирского этапа сопровождаются лиственитами и лиственитоподобными породами с сопутствующей золото-платиноидной, наложенной арсенидной никель-кобальтовой и барит-киноварной минерализацией. В зонах грейзенизации гранитоидов силурийского, девонского и пермского(?) возраста локализовано сульфидно-касситеритовое оруденение. В экзоконтактах орогенных гранитоидов известны проявления скарновой магнетито-вой и полиметаллической минерализации. С вулканоплу-тоническими комплексами раннего девона - эйфеля ассоциируют барит-полиметаллические проявления, с посторогенными габброидами раннекаменноугольного возраста — магнетит-сульфоарсенидно-кобальтовое ору-денение, а с пермскими щелочными гранитами — кварц-полевошпат-хлоритовые метасоматиты с сульфидно-кас-ситеритовой и скарноиды с халькопирит-шеелитовой минерализацией. Межблоковая зона контролирует размещение пояса посторогенных, относительно разновозрастных, даек основного состава, в т. ч. раннемезозойских долери-тов и лампрофиров (Тюлькин, 1980).
Разнообразие тектономагматических и гидротер-мально-метасоматических процессов дейтероорогенного этапа развития способствовало образованию и локализации гидротермального кобальтового оруденения различной формационной принадлежности в Кызылоюкском, Барлыкском, Толайлыгском, Каргинском, Эрэгнурском и Хархиринском узлах, где эти процессы проявились с максимальной интенсивностью. В целом металлогеническая структура характеризуется: отчётливой серебро-кобальт-сурьмяно-мышьяковой геохимической специализацией; дифференцированным многоактным магматизмом; разно-
образием геологических условий локализации рудных полей; длительным и унаследованным развитием сквозной структуры мантийного заложения в торцовом сочленении эписалаирских жёстких блоков со складчатыми структурами каледонид и герцинид; существенно кремнистым уклоном гидротермального изменения вмещающих пород; значительным распространением аргиллизитов и гид-рослюдитов; ведущей ролью поперечных разломов северо-западного простирания в размещении кобальтоносных рудных полей.
Курайско-Кобдинская кобальтоносная зона
Планетарная металлогеническая структура, пространственно совпадающая с областью Делюно-Юс-тыдского герцинского шовного прогиба, на севере и востоке ограничена зоной Курайско-Кобдинского, а на западе — Теректинско-Толбонурского глубинных разломов. На севере она граничит с Телецко-Чулышманским выступом докембрийского фундамента, на востоке — с са-лаиридами Ачитнурского поднятия, на западе - с ранними каледонидами Холзунско-Ульгийского инверсионного мегаантиклинория.
Наиболее древними стратифицированными образованиями зоны являются протерозойские кристаллические сланцы с линзами мраморов, амфиболиты, метабазальты и метапесчаники, слагающие Сарыгиматейский горст, а также рифейские метатерригенные образования Ачитнур-ской и Богузунской горст-антиклиналей. Наибольшим площадным распространением пользуются андезит-даци-товые, базальтовые и базальт-липаритовые вулканиты нижнего девона и эйфеля, а также трансгрессивно их перекрывающие песчано-карбонатно-алевролитовые толщи живетского и песчано-алевритовые черносланцевые верхнего девона - нижнего карбона. В ядрах горст-антиклиналей девонские отложения несогласно залегают на образованиях кремнисто-базальтовой венд-кембрийской, флишоидной кемброордовикской, молассовой верхнеордовикской и терригенно-глинисто-карбонатной силурийской формаций.
Интрузивы представлены небольшими линзовид-ными протрузиями серпентинизированных венд-нижнекембрийских гипербазитов, размещение которых контролируется системами сбросо-сдвигов и надвигов Курайско-Кобдинской и Теректигско-Толбонурской зон глубинных разломов. В лиственитизированных серпентинитах и апо-гипербазитовых лиственитах локализовано барит-шва-цит-киноварное и кобальтовое сульфоарсенидно-суль-фидное оруденение. В пространственной связи с габбро-диоритами и габбро-монцонитоидами раннекаменно-угольного возраста и постраннекаменноугольными щелочными гранитами размещаются проявления редкоме-тально-редкоземельной, вольфрамовой, кобальтовой сульфоарсенидной и никель-кобальтовой арсенидной минерализации. В экзоконтактах гранитоидов девонские тер-ригенно-карбонатные отложения преобразованы в роговики кварц-полевошпат-биотитового и полевошпат-турмалин-хлоритового состава, известковистые сульфи-дизированные скарны и скарноиды. Эндоконтактовые изменения выражены грейзенизацией и мусковитизацией с сопутствующей молибденитовой, иногда бериллиевой минерализацией. Контактово изменённые породы содержат рассеянную вкрапленность сульфидов железа и меди. На некоторых участках содержание сульфидов столь велико, что образуются субсогласные с реликтовой слоистостью протяжённые мощные залежи гнездовых, вкрапленных и прожилковых колчеданных руд. Такие залежи прослеживаются на 50-300 м при мощности от 1 до 15 м.
Иногда они группируются в своеобразные стратифицированные пачки мощностью до 250 м, которые прослеживаются на 20-25 км (Толбонурский узел). Залежи пирит-халькопирит-пирротиновых руд линзовидной формы мощностью до 50 м прослеживаются на расстоение до 600 м. Эпитермальное кобальт-висмут-арсенидное в кварц-сидеритовых жилах и вольфрам-кобальт-висмут-сульфоарсенидное оруденение в анкерит-кварцевых жильных штокверках пространственно сопряжено с зонами сульфидизации в роговиках и скарноидах. Вместе с тем, оно характеризуется отчётливой наложенностью на скарноиды и отделено от этапа ороговикования и скарни-рования периодом становления даек диабазов и долеритов послепермского (триас-раннеюрского?) возраста, а также этапом предрудной аргиллизации. Известны случаи пересечения медно-кобальтовых сульфоарсенидных рудных тел дайками мезозойских лампрофиров, которые на сурь-мяно-серебряном месторождении Асхат (Монголия) близко одновременны с кварц-сидерит-сульфосольно-се-ребряными жилами (Серебро-сурьмяная..., 1992; Говер-довский, Руднев, 2000).
Распределение эндогенной минерализации в Ку-райско-Кобдинской кобальтоносной зоне отчётливое линейно-узловое. Кобальтовое оруденеие локализовано преимущественно в Юстыдском и Сарыгиматейском узлах, а признаки его присутствуют в Толбонурском, Делюнском и Чаганузунском узлах. В целом Курайско-Кобдинская кобальтоносная зона характеризуется ртутно-мышьяково-сурьмяно-кобальт-вольфрам-висмут-серебряной геохимической специализацией, существенной ролью постран-некаменноугольных гранитов повышенной щёлочности в дорудной истории формирования структур рудных полей, широким распространением аргиллизитов, графитсодер-жащих гидротермалитов, сульфидизированных роговиков и скарноидов в контурах рудных полей, отчётливым влиянием сопряжённых с глубинными разломами сквозных поперечных и продольных разломов фундамента на размещение дайковых поясов и эпитермального оруденения, совмещением в рудных полях молибден-вольфрамовой, кобальт-висмутовой арсенидной и сульфосольно-серебря-ной минерализации. ВЫВОДЫ
1. Рассмотренные кобальтоносные зоны вмещают месторождения, отличающиеся сходством минерального состава и физико-химических условий гидротермального рудообразования.
2. Для большинства собственно кобальтовых месторождений установлен последевонский нижний возрастной предел оруденения, в то время как о верхнем возрастном пределе можно судить по факту пересечения арсенидными жилами даек долеритов, датируемых ранним мезозоем.
3. Для рудных полей в контурах кобальтоносных зон характерно:
а) размещение на участках пересечения региональных разломов глубинного заложения, характеризующихся длительным пульсационным развитием с отчётливой кобальт-мышьяковой геохимической минерализацией;
б) расположение в непосредственной близости от областей накопления соленосных отложений и контроль их размещения интервалами зон глубинных разломов, которые были активизированы в позднем палеозое и мезозое;
в) приуроченность к относительно жёстким структурным блокам площадью 15-20 км2, в пределах которых напряжённость складчатых форм обусловлена влиянием разрывной тектоники;
г) тесная пространственно-структурная связь зон ру-доотложения с самостоятельными малыми интрузиями субщелочных гранитоидов повышенной основности и полями развития даек пёстрого состава (долеритов, лампрофиров, лимбургитов, габбро-диабазов, микрогаббро, плагиопорфиров, андезитов, трахисиенитов, сиенит-порфиров, гранофи-ров).
Список литературы:
1. Башарина Н.П., Тюлькин В.Г., Широкушкин В.Д. 1970. Новые данные о мезозойском оруденении в Юго-Западной Туве. Докл. АН СССР 192, №№ 4, 857859.
2. Борисенко А.С., Лебедев В.И., Тюлькин В.Г. 1984. Условия образования гидротермальных кобальтовых месторождений. Наука, Новосибирск.
3. Борисенко А.С., Скуридин В.А., Лебедев В.И. и др. 1988. Металлогения рудного района юго-востока Горного Алтая и северо-запада Монголии. В кн.: Закономерности размещения полезных ископаемых, Т. XV: Металлогения Сибири, с. 131-139. Наука, Москва.
4. Боришанская С.С., Виноградова Р.А., Крутов Г.А. 1981. Минералы никеля и кобальта (систематика, описание и диагностика). Изд-во МГУ, Москва.
5. Говердовский В.А., Руднев С.Н. 2000. Распределение РЕЕ элементов в гранитах юстыдского комплекса (Горный Алтай) В кн.: 300 лет рудно-геоло-гической службе России: условия образования месторождений, геологические структуры и минеральные ресурсы Алтая: Материалы региональной научной конференции, с. 335-339. Изд-во АГУ, Барнаул.
6. Дымков Ю.М. 1973. Природа урановой смоляной руды. Атомиздат, Москва.
7. Князев Г.И. 1973. Замкнутые и фрагментарные рудные пояса. Наукова думка, Киев.
8. Крутов Г.А. 1978. Месторождения кобальта. В кн.: Рудные месторождения СССР, Т. 2, с. 77-99. Недра, Москва.
9. Кужугет К.С., Лебедев В.И., Меткин В.А. 1984. Ми-нерагения Хемчикско-Куртушибинской струк-турно-формационной зоны. В кн.: Плутонические
формации Тувы и их рудоносность, с. 85-107. Наука, Новосибирск.
10. Лебедев В.И. 1967. О структурах рудного поля ко-бальтово-медного месторождения. Зап. Ленингр. горн. ин-та, т. 5, вып. 2, 36-45.
11. Лебедев В.И. Рудноформационный анализ, условия образования и закономерности размещения кобальтовых месторождений Центральной Азии: Авто-реф. дис. ... докт. геол.-мин. наук. ИГиГ СО АН СССР, Новосибирск.
12. Лебедев В.И. 1989. Металлогения кобальта Центральной Азии. В кн.: Магматизм металлогения рудных районов Тувы, с. 3-27. Наука, Новосибирск.
13. Лебедев В.И. 1998. Рудномагматические системы эталонных арсенидно-кобальтовых месторождений. Изд-во СО РАН, Новосибирск.
14. Масарский С.И., Рейснер Г.И. 1971. Новейшие тектонические движения и сейсмичность Западного Саяна и Западной Тувы. Наука, Москва.
15. Рудные формации Тувы. 1981. В.В. Зайков, В.И. Лебедев, В.Г. Тюлькин и др. Наука, Новосибирск.
16. Серебро-сурьмяная рудная формация. Часть 1: Геология, минералогия, эндогенная зональность оруде-нения. 1992. А.С. Борисенко, Г.Г. Павлова, А.А. Оболенский, В.И. Лебедев и др. Наука, Наука, Новосибирск.
17. Тектоника и глубинное строение Алтае-Саянской складчатой области. 1973. Недра, Москва.
18. Тюлькин В.Г. Висмут-кобальтовое оруденение в структурах активизации Юго-Западной Тувы и некоторые вопросы их генезиса: Автореф. дис. .. канд. геол.-мин. Наук. ИГиГ СО АН СССР, Новосибирск.
19. Унксов В.А. 1961. Об особенностях двух главных типов мышьяково-никель-кобальтовых месторождений. Тр. ВСЕГЕИ, нов. сер., вып. 60, 133-138.
20. Шарловская Л.А. 1985. Дейтероорогенные прогибы Алтае-Саянской области и методика интерпретации физических полей. Наука, Новосибирск.
21. Шишкин Н.Н. 1973. Кобальт в рудах СССР. Недра, Москва.
22. Щеглов А.Д., Говоров И.Н. 1985. Нелинейная металлогения и глубины Земли. Наука, Москва.
23. Lebedev V.I. 2003. Ore-magmatic systems of arsenide-cobalt deposits. TuvIENR SB RAS, Kyzyl.
ГЕОДИНАМИЧЕСКОЕ ВЛИЯНИЕ НА НДС ПЛОТИН
Излагаются предварительные результаты натурных наблюдений за геодинамическим влиянием на напряженно-деформированное состояние больших бетонных плотин в сейсмоопасных регионах.
Ключевые слова: плотина, измерительные системы, землетрясения, тектонические нарушения, предвестники, сейсмограммы, прогноз, смещения.
А.Н. Марчук,
Профессор, д.т.н., ИФЗ РАН, г. Москва Главный научный сотрудник ИФЗ РАН, г. Москва
Н.А.Марчук,
Научный сотрудник ИФЗ РАН, г. Москва
Геодинамическое влияние на НДС плотин учитывается в нормативных документах как действие максимального расчетного землетрясения и правило обследования сооружений после толчка в 5 и более баллов. Не учитываются возбужденные землетрясения, медленные движения по ближайшим разломам и тектоническим нарушениям, собственные напряжения в массивах вмещающих горных пород и их изменения, направления векторов
