CC BY
26
УДК (550.831.015:551.14)(571.6)
О МОДЕЛИРОВАНИИ И ПРИРОДЕ ГРАВИТАЦИОННЫХ МИНИМУМОВ В СВЯЗИ С ФОРМИРОВАНИЕМ РУДНЫХ СИСТЕМ (НА ПРИМЕРЕ ДАЛЬНЕГО ВОСТОКА, РОССИЯ)
1 2 В.Я.Подгорный , Н.П.Романовский
Институт тектоники и геофизики им. Ю.А.Косыгина ДВО РАН, 680000, г. Хабаровск, ул. Ким Ю Чена, 65.
Сделана попытка объяснить природу гравитационных минимумов области сочленения Центрально-Азиатского и Тихоокеанского складчатых поясов с помощью моделирования методом послойного определения плотности. Показано, что в Баджальском минимуме преобладает нижнекоровая составляющая, Сихотэ-Алинском - средне-верхнекоровая, в Верхне-Мельгинском явное доминирование не установлено. Выделены области низкоплотной коры, с которыми связаны золотые и оловянные месторождения. Предлагается гипотеза нового положения границы литосферных плит. Ил. 4. Библиогр. 15 назв.
Ключевые слова: литосфера; гравитационное моделирование; месторождение; природа гравитационных минимумов; граница литосферных плит; складчатый пояс.
ON THE MODELING AND NATURE OF GRAVITY MINIMA A CASE STUDY ORE DEPSIT'S (IN THE FAR EAST OF RUSSIA)
V.Ya.Podgorny, N.P.Romanovskii
Institute of Tectonics and Geophysics named after Y.A. Kosygin FEB RAS, 65, Kim Yu Chen St., Khabarovsk, 680000.
Based on the method of layer-by-layer density modeling of the lithosphere we attempted to explain the nature of gravity minima in the Central - Asian and Pacific Fold Belts junction area. It has been shown that the lower crust component is predominant in the Badjal gravity minimum, the intermediate and upper crust component is prevalent in the Sikhote-Alin one, as for the Upper Мel'gin gravity minimum, an obvious domination has not been established yet. The areas with low density crust have been distinguished to which gold and tin deposits are related. The hypothesis of new lithospheric plate boundary has been suggested. 4 figures. 15 sources.
Key words: lithosphere, gravity modeling, deposits, nature of gravity minima, lithosphere plate boundary, the Central-Asian and Pacific Fold Belts.
Введение
Рудные месторождения Приамурья совместно с позднемезозойскими грани-тоидами и их субвулканическими аналогами формируют региональные и локальные рудно-магматические системы. Внутрикоровая часть этих систем пред-
ставлена гранитоидными батолитами и интенсивно гранитизированными вмещающими породами, а их корневые участки - зонами глубинного разуплотнения вещества в низах коры и в лито-сферной мантии [14].
1Подгорный Владимир Яковлевич - старший научный сотрудник, кандидат геолого-минералогических наук, тел.: (4212) 227189, (4212) 734289, +79145470973, e-mail: podgorny@itig.as.khb.ru Podgorny Vladimir - Senior Researcher Worker, Candidate of Geologicai and Mineralogical sciences, tel.:
(4212) 227189, (4212) 734289, +7914547 0973, e-mail: podgorny@itig.as.khb.ru
2
Романовский Николай Петрович - главный научный сотрудник, доктор геолого-минералогических наук, профессор, тел.: (4212) 22 71 89, (4212), e-mail: itig@itig.as.khb.ru
Romanovskii Nikolay - Chief Researcher Worker, Doctor of Geologicai and Mineralogical sciences, Professor, tel.: (4212) 227189, e-mail: itig@itig.as.khb.ru
В этой связи заслуживает изучения природа гравитационных аномалий различных порядков, установленных в регионе.
На карте гравитационных аномалий Приамурья выделены, описаны и ранжированы региональные зоны второго ранга, относящиеся соответственно к Континентальному и Переходному аномалийным районам - Баджальско-Ямалинский и Сихотэ-Алинский минимумы [15].
Баджальско-Ямалинская анома-
лийная зона интенсивностью 60-100 мГал и размерами около 540*130 км ориентирована в субмеридиональном направлении (рис. 1 А).
С востока она четко ограничена Пограничной гравитационной ступенью, западная граница выражена менее четко. Форма изолиний говорит о возможной тектонической нарушенности аномалиеобразующего источника, что подтверждается наличием глубинных разломов преимущественно северовосточного простирания (рис. 1Б). Для зоны построены карты осредненных
ЯИ1 [¿С? 24
Рис.1. Упрощенная схематическая карта гравитационных аномалий в редукции Буге (А) и металлогеническая схема (Б) области сочленения Центрально-Азиатского и Тихоокеанского складчатых поясов (составил Н.П. Романовский): 1 -
области положительных гравитационных аномалий; 2 - изолинии отрицательных гравитационных аномалий с сечением 20 мГал, буквами обозначены локальные минимумы, основные: Э - Эзопский, Д - Дус-се-Алинский, Б - Баджальский, второстепенные: В - Верхне-Мельгинсский; 3 - геологические структуры: массивы (микроконтиненты): АММ - Аргуно-Мамынский, ЧГЦМ- Чжангуанцайлинский, СБ - Сулукский блок; орогенные пояса: МООП - Монголо-Охотский, САОП - Сихотэ-Алинский; САВП - Сихотэ-Алинский вулканогенный пояс; 4 - осадочные бассейны (впадины): АЗВ - Амуро-Зейская, САВ - Средне-амурская; 5-6 - рудные районы: 5 - оловорудные (1 - Эзопский, 2 - Дуссе-Алинский, 3 - Баджальский, 4 -Комсомольский, 5 - Хуту-Джаурский), 6 - золоторудные (I - Пильда-Лимурийский, II - Верхне-Тумнинский, III - Анюй-Мухенский, IV - Тырма-Ниманский, V - Притуранский); 7-8 - глубинные разломы: 7 - 1-го порядка (граничные) (42 - Пауканский, 60 - Куканский), 8 - 2-го порядка (54 - Западно-Туранский, 57 - Хинганский, 59 - Тастахский, 61 - Курский, 62 - Амурский, 63 - Центрально-Сихотэ-Алинский, 65 - Верхнеанюйский; 9 - профиль (линия) сейсмо-гравитационного моделирования
аномалий с радиусом, равным 75, 50, 15 км, что соответствует глубинам порядка 15, 10 и 3 км [15]. В поле осреднения с трансформантой Я=75 Баджальско-Ямалинская зона представлена аномалией с одним экстремумом, при Я=50 обособляются Баджальский и более интенсивный Ямалинский (расположен выше северного среза рисунка) минимумы, а при Я=15 - серия локальных минимумов, среди которых дополнительно выделяются Эзопский и Дуссе-Алинский. Все экстремумы разделены разломами северо-восточного простирания и, вероятно, отражают положение наиболее молодых тектоно-
магматических построек.
Сихотэ-Алинская аномалийная зона по ширине сопоставима с Баджаль-ско-Ямалинской, но более чем вдвое протяженнее. На трансформантах Я=50 и 15 выделяется субмеридиональная цепочка из 7 локальных минимумов [11]. На рис. 1 А представлено только северное ее окончание и линия гравитационного моделирования пересекает самую краевую часть Сихотэ-Алинского минимума. В геологическом отношении исследуемый регион представляет область сочленения Центрально-Азиатского и Тихоокеанского складчатых поясов (рис. 1, 2).
В пределах первого из них расположен Чжангуанцайлинский микроконтинент, осложненный структурами Аму-ро-Зейской и Верхне-Буреинской впадин, и Сулукский блок [14] палеозойских орогенных образований. В составе второго выделяется Сихотэ-Алинский орогенный пояс с Ванданской подзоной и Тумнинской зоной, Средне-Амурская впадина и Восточно-Сихотэ-Алинский вулканогенный пояс. Для региона в целом характерны глубинные разломы субмеридиональной и северо-восточной ориентировки.
С Баджальско-Ямалинским минимумом пространственно связаны круп-
ные месторождения и рудопроявления Баджальского, Дуссе-Алинского, Яма-линского и Комсомольского оловоруд-ных, Тырма-Ниманского и Притуранско-го золоторудных районов (рис. 1 Б).
Для северной части Сихотэ-Алинского минимума устанавливается аналогичная связь с проявлениями оловянной и золотой минерализации: Хуту-Джаурского оловорудного и Верхне-Тумнинского золоторудного районов.
По оценкам [1-3, 6-8, 11, 12] глубина нижних кромок зон разуплотнения в литосфере может варьировать от 20 до 100 км (чаще 60-80 км), а гранитоидных батолитов в земной коре - от 6 до 16 км. Дефицит плотности в таких зонах по отношению к вмещающим толщам оценивается интервалом 0,02-0,12х 1(( кг/м3.
Ниже исследуется природа гравитационных минимумов способом моделирования на основе новых методических приемов интерпретации.
Методика исследований
Двухмерное гравитационное моделирование выполнено по линии, условно называемой Свободный мыс Сюркум, которая пересекает структурные элементы области сочленения Центрально-Азиатского и Тихоокеанского складчатых поясов (см. рис. 1).
Геометрические параметры модели первого приближения приняты по материалам глубинного сейсмического зондирования (ГСЗ). Они являются результатом слияния данных сейсмических зондирований по профилям Свободный-Комсомольск-на-Амуре и Литовко-Иннокентьевский. Последний расположен субпараллельно первому и на 150 км южнее [10]. Такой прием с экстраполяцией сейсмических данных с профиля Литовко-Иннокентьевский на восточную часть основного профиля от г. Комсомольска-на-Амуре до мыса Сюркум с учетом характера гравитационного поля
Рис. 2. Вычисленное распределение плотности в однослойной (А) и двухслойной (Б) литосфере и в подстилающей среде (астеносфере) по профилю Свободный - м. Сюркум с элементами интерпретации (составил В.Я. Подгорный): 1 - измеренные гравитационные аномалии в редукции Буге, мГал; 2 - вычисленный гравитационный эффект, мГал; 3 - местоположение тектонических нарушений по [14]: а - без названия; б - именованные разломы: 54 - За-падно-Туранский, 59 - Тастахский, 57 - Хинганский, 60 - Куканский, 61 - Курский, 62 - Амурский, 63 -Центрально-Сихотэ-Алинский, 65 - Верхнеанюйский; 4 - "субгоризонтальные" контакты (нижние кромки толщ); 5 - границы плотностных неоднородностей по латерали; 6 - величина вычисленной плотности, х103кг/м3; 7 - вектор градиента плотности; 8 - зона сжатия; 9 - зона растяжения
Примечание. Шкала относительной интенсивности плотности: нормальная плотность (плотность, близкая к среднему ее значению в толще/слое) - 10% от минимальной/максимальной ее величины; повышенная/пониженная - 70%; низкая/ высокая (минимальная/максимальная) - более 70% по абсолютной величине.
и геологической ситуации был использован ранее в [3]. Значения плотностей определены по зависимости сейсмических скоростей от плотности среды по [15].
Профиль гравитационных аномалий представлен двумя региональными минимумами (см. рис. 2). Один из них, Сихотэ-Алинский, с эпицентром в районе Центрально-Сихотэ-Алинского разлома. В [11] его природа объясняется внедрением в верхние слои земной коры крупных батолитов гранитоидного состава, формирующих сложно построенные интрузивно-купольные структуры. Другой минимум, Баджальско-Ямалинский, более известный как Баджальский, расположен в граничной области Чжангуанцайлинского массива и Сулукского блока герцинских складчатых образований и осложнен менее контрастным Верхне-Мельгинским (150-й км профиля) минимумом второго порядка.
Гравитационное моделирование, выполнено в трех вариантах:
1. литосфера, представленная одной толщей (см. рис 2А);
2. двумя толщами - земная кора и литосферная мантия (см. рис 2Б);
3. литосферная мантия с корой, отображающей ее сейсмичекую расслоенность (рис. 3A).
Такой прием исследования от простого к сложному позволяет установить как региональные особенности плот-ностного строения, характерные для всех вариантов моделей, так и более частные. Кроме того, для выяснения природы Баджальско-Ямалинского и Сихотэ-Алинского минимумов вычислены гравитационные эффекты от нижних кромок слоев (рис. 4А). Особенность такого подхода заключается в том, что для вычисления гравитационного эффекта используются не величины плотности в слое, а ее контраст между субгоризон-
тальными слоями [9]. Это дает более объективное представление о гравитационном взаимоотношении между смежными слоями.
С целью снижения загруженности на рис. 3 не показаны значения вычисленной плотности для неоднородностей земной коры. Величина плотности транслируется с помощью штрихов и теней серого цвета в терминах относительной интенсивности. Для выделения линий корреляции по вертикали, ассоциируемых как "нарушения", используется комплекс признаков, ведущим из которых является величина горизонтального контраста плотности, и принимаются во внимание структурные признаки - изломы сейсмических границ слоев. Для истолкования полученного распределения плотности принято, что вектор увеличения горизонтальной плотности направлен к центру области сжатия, а начало его исходит из центра области растяжения (см. рис 2, 3А). Это неоднозначное и небесспорное предположение позволяет ввести в обсуждение и анализ полученных данных динамическую составляющую.
Значения плотности, вычисленные до третьего знака, позволяют выделять области небольших изменений, что имеет особенное значение, в условиях малой их дифференциации.
Результаты гравитационного моделирования
Распределение вычисленной плотности в модели однослойной толщи литосферы относительно простое, а изменения ее значений не превышают 0,084х кг/м (см. рис. 2А). Выделенным плотностным неоднородностям соответствуют аномалии измеренного гравитационного поля в редукции Буге на фоне практически постоянной плотности астеносферы.
мГал
-50
Центрально-Азиатский складчатый пояс
Сулунекий блок
Чжангуанцаилинский микроконтинент СО (массив)
(_; Амуре ''------
с*} <'• 1 . _
Тихоокеанский складчатый пояс |
г
СИХОТЭ-АЛИНСКИЙ ОрОГвННЫЙ ПОЯС = [£
Вандочскоп подзона I й ______1 Тумнинскай зона 1 л 2
(И
1 / / 2 й 0 3 ¿Ш 4 5 7 6 У ->-
Рис. 3. Плотностной разрез литосферы по профилю Свободный - м. Сюркум с элементами интерпретации (А) и выделенные мантийно-коровые геологические образования пониженной плотности (Б) по данным гравитационного моделирования (составил В.Я.Подгорный): 1 - разлом Лимурчанский; 2 - нарушения, выделенные по структур-но-плотностным признакам; 3 - граница между блоками литосферы Центрально-Азиатского и Тихоокеанского складчатых поясов, выделенная авторами по результатам гравитационного моделирования; 4 -области вещества пониженной плотности; 5 - места расположения рудных месторождений: Аи - золота, 8п - олова; 6, 7 - границы рудно-магматических систем: 6 - региональной Комсомольско-Баджальско-Буреинской, 7 - локальных, формирующих одноименные рудные районы. Др. обозначения см. на рис. 2.
Рис. 4. Гравитационные эффекты, мГал: А - от глубинных границ (подошвы слоев) литосферы; Б - кривые последовательных сумм гравитационных эффектов от глубинных границ по профилю Свободный - м. Сюркум (составил В.Я. Подгорный): индексы кривых гравитационных эффектов (А) и их сумм (Б) от глубинных плотностных границ (подошвы слоев) в литосфере: 1а - отдельных крупных поверхностных неоднородностей (впадин); 1-5 -слоев коры: 1 - верхнего, 2 - второго, 3 - третьего, 4 - четвертого, 5 - пятого; 6 - подошвы литосферной мантии (кровли астеносферы); 7 - суммарный гравитационный эффект; 8 - от подошвы земной коры (границы Мохо); 9 - измеренные аномалии
Повышенная плотность вещества литосферы отмечается в Сихотэ-Алинском орогенном поясе между Цен-трально-Сихотэ-Алинским и Курским разломами. Преимущественно повышенной плотностью характеризуется литосфера большей части Чжангуан-цайлинского микроконтинента, а максимальной (около 3,15х 1((кг/м3) обладает литосфера Амуро-Зейской впадины. Пониженная плотность литосферы установлена в районе Баджальского минимума, что принципиально объясняет его природу. Минимальная ее плотность отмечена в восточном борту Тастахско-го разлома. В среде, подстилающей литосферу, выделенные плотностные неоднородности различаются фактически на величину погрешности осреднения до третьего знака, и поэтому астеносфе-
ра может рассматриваться как практически однородная с плотностью, равной 3,25х кг/м . В более общем плане представляется возможным допустить, что гравитационные аномалии моделируемого профиля представляют собой единый Баджальский минимум, вызванный региональным понижением плотности литосферы на фоне повышенной и нормальной плотности на его флангах. Тогда не только Верхне-Мельгинский, но и Сихотэ-Алинский минимумы можно рассматривать как аномалии второго порядка, сформировавшиеся в результате осложнения восточной и западной ветвей Баджальского минимума более локальными положительными экстремумами.
Особенностью плотностного разреза является упорядоченность векторов
латерального возрастания плотности в литосфере Чжангуанцайлинского микро-континента преимущественно в западном направлении от Хинганского разлома и практически отсутствие их в литосфере Сулукского блока ЦАСП и Сихотэ-Алинского орогенного пояса ТСП. По этому признаку литосфера может быть разделена на два блока в области Баджальского экстремума и Хин-ганского разлома. Руководствуясь направлениями векторов, можно предположить существование на границе раздела режима растяжения, приходящегося на апикальную часть купола кровли астеносферы.
В двухслойной модели литосферы (см. рис. 2Б) вычисленная плотность распределилась таким образом, что закономерности, установленные в однослойной толще литосферы, в значительной степени сохранились и в толще земной коры. Кора пониженной и низкой плотности отвечает Баджальскому гравитационному минимуму и его западному и восточному крыльям. Величина плотности здесь увеличивается к периферии от 2,75х кг/м3 до 2,83 х1((кг/м3 и более. В области Си-хотэ-Алинского экстремума кора нормальной плотности примыкает к граничному Центрально-Сихотэ-Алинскому разлому и находится в обрамлении блоков повышенной плотности с контрастом около 0,015х 1( кг/м3. Вычисленные значения плотности в ли-тосферной мантии в значительной своей части сформировали неоднородности противоположного знака относительно плотностных неоднородностей земной коры. Отсутствие плотностных аномалий в астеносфере дает основание предположить, что в результате мезозойской тектоно-магматической активизации, имевшей место в исследуемом регионе, произошло изостатическое выравнивание гравитационных масс в литосфере на уровне ее подошвы.
Векторы градиентов плотности в земной коре в подавляющем большин-
стве расходятся от эпицентра Баджаль-ского гравитационного минимума, а в литосферной мантии имеют обратное направление. В первом случае, можно предположить, как и в модели однослойной литосферы (см. рис. 2А), наличие сил растяжения в районе Хинган-ского разлома. Для объяснения второго случая необходимы дополнительные допущения. Предположим, что под влиянием гравитационных сил, высокоплотные неоднородности литосферной мантии, "расколовшись" в апикальной зоне астеносферного купола, соскальзывают по его склонам, образуя над куполом астеносферы узкую зону с плотностью 2,287 х1( кг/м (см. рис. 2Б). Однако плотность вещества литосферной мантии возрастает в обратном направлении, что противоречит заключению о его сползании. В отсутствие дополнительной информации такое противоречие препятствует однозначному выводу. В то же время в областях наибольшего провисания подошвы литосферы под Сихотэ-Алинским орогенным поясом и резкого ее погружения под Чжангуан-цайлинским микроконтинентом можно выделить плотностные границы как центры зон растяжения. В отдельные периоды мезозойского времени зоны, выделенные в литосферной мантии, могли менять свои функции на противоположные - выполнять роль то зоны "расщепления", обеспечивающей проницаемость, то зоны сжатия. Деструкция литосферной мантии в апикальной части астеносферы способствовала подъему легкого материала и флюидов из астеносферы. Наиболее ярко это проявилось в районе Баджальского минимума. Внедрение в земную кору горячего подвижного вещества благоприятствовало развитию здесь геологических образований пониженной относительно вмещающих пород плотности. Волнообразное изменение сил сжатия и растяжения [13] могло способствовать неоднократному "впрыскиванию" мантийного вещества или изменению интен-
сивности его внедрения. Такой механизм может быть объяснением неоднократной магматической активизации и формирования вулканитов Баджальской зоны, в составе которых, кроме мета-вулканитов, установлены мезозойские граниты и лейкограниты, андезиты и дацито-риолиты ильменитовой серии, а также позднекайнозойские базальтоиды.
Особенности распределения плотности в земной коре и литосферной мантии принципиально объясняют природу формирования Баджальского минимума. Вертикальная зона, образуемая блоком низкой плотности коры и нормальной плотности в литосферной мантии между Тастахским и Хинганским разломами, представляет собой зону, разделяющую литосферу, также как и в однослойной её модели, на западный и восточный блоки (см. рис. 2Б), что подчеркивается направленностью векторов горизонтального градиента плотности. Ширина этой зоны в земной коре около 50 км, а в литосферной мантии - 30 км. Дефицит её плотности в коре (-0,01^ -0,05)х 10кг/м3, в литосферной мантии -(-0,01 ^-0,03)х 10* кг/м . Вертикальная ее мощность почти 80 км.
В литосферной мантии Чжангуан-цайлинского микроконтинента (см. рис. 2Б) западнее астеносферного купола выделяется низкоплотностная неоднородность шириною около 60 км и контрастом около 0,05х103 кг/м3, которой в гравитационном поле отвечает Верхне-Мельгинский минимум. В земной коре эта неоднородность по вертикали перекрыта геологическими образованиями повышенной и высокой плотности. Следовательно, можно предполагать, что ведущий аномалиеобразующий источник Верхне-Мельгинской отрицательной гравитационной аномалии гипоцен-трически расположен в литосферной мантии и представляет собой большой объем низкоплотной относительно вмещающего пространства массы. При анализе плотностной модели однослойной толщи литосферы (см. рис. 2 А) ос-
нований для такого вывода не было. В качестве вещественной природы этого аномально низкоплотного объекта предлагаются две примерно равноправные гипотезы. Первая - отсутствие в поверхностном слое земной коры молодых магматических образований - может свидетельствовать о том, что аномальная масса представляет собой крупную магматическую камеру-ловушку в лито-сферной мантии. Вторая - утолщение коры - может указывать на процесс ее наращивания (андерплейтинг) как результат остывания апофиза теплового или магматического диапира.
Природа Сихотэ-Алинского гравитационного минимума в пределах Тихоокеанского складчатого пояса связана с распределением разноплотных масс преимущественно в коровой части разреза в области Центрально-Сихотэ-Алинского разлома, ассоциирующего здесь с зоной растяжения (см. рис 2Б), который мог играть роль подводящего канала для подъема легкого материала. Не исключается вероятность того, что глубинным продолжением разлома является выделяемая в литосферной мантии зона растяжения как источник поступления флюидов (золото-оловянные месторождения, Тумнинские родоновые горячие источники).
В сейсмически расслоенной коре (см. рис. 3А) распределение плотности существенно отличается от такового в однослойной коре (см. рис. 2Б) большей контрастностью неоднородностей и их локализацией.
На границе Чжангуанцайлинского массива с Сулукским блоком в районе экстремума Баджальского гравитационного минимума контрастно выделяется композитная низкоплотностная структура. Она имеет падение в восточном направлении и располагается в граничных зонах Чжангуанцайлинского и Су-лукского блоков литосферы. Вершина этой структуры находится на восточной окраине Чжангуанцайлинского микроконтинента. Западная ее граница распо-
лагается под восточным бортом Верхне-Буреинской впадины, а восточная совпадает с Тастахским разломом. С глубиной она расширяется и, дугообразно погружаясь, выполаживается к подошве земной коры, достигая границы Сулук-ского блока и Сихотэ-Алинского оро-генного пояса. Между Тастахским и Хинганским разломами структура "опирается" на столбообразную неоднородность относительно пониженной плотности, расположенную в литосферной мантии. Представляется естественным объединить их в единую плотностную структуру, которая далее по тексту именуется как Баджальская (БПС). В лито-сферной мантии строение Баджальской плотностной структуры простое, в земной коре - сложное. Восточное ее ограничение можно представить как наложение снизу вверх более плотных слоев на менее плотные, с иллюзией сползания их к востоку, что может иметь место в режиме растяжения коры. Сама граница определяется в каждом слое горизонтальным плотностным контрастом от 0,04х 1( кг/м3 в верхних горизонтах коры до 0,18х 1( кг/м3 у ее подошвы. Западное ограничение Баджальской структуры представлено двумя кулисо-образно крутопадающими разломами. Нижнекоровая часть БПС протяженностью около 280 км опирается на узкую (30-40 км) призму относительно низкоплотного вещества литосферной мантии, образуя интрузивный своеобразный лакколит гипабиссального генезиса. Таким образом, Баджальская плотностная структура представляет собой межблоковое образование, наложенное на Чжангуанцайлинскую и Сулукскую части литосферы.
В представлении [14] граница между Центрально-Азиатским и Тихоокеанским блоками литосферы проходит по Куканскому разлому, т. е. по восточной границе Сулукского блока, что, как в плотностном, так и сейсмическом разрезах, выглядит не убедительно и плохо согласуется с куполом кровли
астеносферы (см. рис. 3А). В представлении авторов такая граница совмещается с БПС и представляет собой некоторую зону разломов, включающую частично Тастахский и Хинганский. С учетом сейсмоплотностной структуры она может быть представлена серией кулисообразно крутопадающих со смещением к востоку разломов. Такая раз-ломная структура должна свидетельствовать о преобладании на границе ЦАСП и ТСП режима растяжения. Описанная архитектура Баджальской плот-ностной структуры предполагает наличие повышенного теплового потока, зон частичного плавления, инверсных сейсмических зон. Геотермическим моделированием [4, рис. 1-5-5] показано, что тепловой поток, превышающий 60 мВт/м2, охватывает часть плотностной модели между Западно-Туранским и Курским разломами. Максимальная величина (90 мВт/м2) зафиксирована в Верхне-Буреинской впадине. Расчетная температура на поверхности Мохо в пределах БПС превышает 1000°С, а геоизотерма 600° С поднимается до глубины менее 20 км. Можно полагать, что проявление нефти в Верхне-Буреинской впадине также связано с мантийной генерацией углеводородов, поступающих по ослабленной разломами зоне между блоками литосферы.
В плотностных моделях одно- и двухслойной литосферы контур Баджальской плотностной структуры имеет сравнительно простую конфигурацию и играет роль структурной границы между блоками литосферы. В обсуждаемой модели БПС выполняет ту же функцию, разделяя литосферу в пределах исследуемого плотностного разреза на два блока - западный и восточный. Такое деление подчеркивается индивидуальностью внутреннего струк-турно-плотностного строения коры и особенностями поведения векторов преимущественного горизонтального увеличения плотности (см. рис. 3А). Предполагается, что Баджальская
структура в средней и верхней части коры представляет собой зону растяжения.
Литосфера Чжангуанцайлинского микроконтинента отличается повышенной плотностью слагающих ее неодно-родностей, на фоне которых в лито-сферной мантии в интервале 100-150 км по профилю четко выделяется низ-коплотностная призма с контрастом относительно вмещающего субстрата около 0,05 1(( кг/м3. В коре, на продолжении этой аномальной неоднородности, находятся образования повышенной плотности. По выделенным структурно-плотностным нарушениям можно вычленить единую столбообразную плот-ностную структуру, которая по местоположению одноименного гравитационного минимума авторами названа Верхне-Мельгинской. В средней части земной коры, у восточной границы этой структуры, сконцентрировались наиболее высокоплотные неоднородности. Здесь может быть условно выделена зона сжатия, которой на поверхности соответствует разлом северо-восточного простирания.
Моделирование Сихотэ-Алинского гравитационного минимума приводит к менее очевидным результатам. С одной стороны, в земной коре Тихоокеанского складчатого пояса можно выделить син-клиналеобразную плотностную структуру, располагающуюся к востоку от Лимурчанского разлома. Для нее характерно широкое развитие образований с пониженной плотностью в средних и верхних горизонтах земной коры до глубины порядка 20 км, подстилаемых высокоплотными породами низов коры (см. рис. 3А), что близко отвечает оценкам глубины залегания гранитоидных батолитов [1, 6, 8]. С другой стороны, есть основания полагать, что Централь-но-Сихотэ-Алинский разлом находится под влиянием гравитационных сил растяжения не только в земной коре, но и в литосферной мантии. Следовательно, он мог служить проводником определенных объемов легкого мантийного веще-
ства, что подтверждает расчеты предыдущих исследователей [2, 6, 7], определяющих глубину нижних кромок зон разуплотнения в литосфере порядка 6070 км. Анализ полученных данных приводит к выводу о наличии верхнекоро-вой плотностной неоднородности, получившей название Тумнинской, которая ответственна за существование Си-хотэ-Алинского гравитационного минимума (см. рис. 3Б).
Для выяснения гравитационной природы Баджальского, Сихотэ-Алинского, а также Верхне-Мельгинского минимумов поля тяжести вычислены гравитационные эффекты от нижних кромок слоев и толщ, представленных в модели многослойной литосферы (см. рис. 4А).
Гравитационный эффект от подошвы литосферы (кривая 6) положительный, т.к. плотность литосферной мантии выше плотности астеносферы и изменяется от 100 до 220 мГал. Он имеет ярко выраженный локальный отрицательный экстремум в районе Верхне-Мельгинского минимума и широкий, около 200 км, максимум между Хинган-ским и Курским разломами. Этим особенностям отвечают экстремальные значения плотности в литосферной мантии на фоне практически постоянной плотности среды, подстилающей литосферу. Эффект от уменьшения плотности литосферной мантии в области Баджальского минимума не превышает 15 мГал и графически выражен очень слабо. Гравитационное влияние остальных слоев имеет отрицательный знак, за исключением верхнего горизонта земной коры, где имеются положительные величины. Экстремумы вычисленных аномалий двух нижних слоев коры (кривые 5 и 4) имеют практически зеркальное отражение и сравнительно близкие величины по амплитудам. Это объясняется тем, что массы перекрывающего слоя по значениям плотности имеют инверсный характер относительно нижележащего, т. е. плотным массам
отвечают менее плотные и наоборот. В результате, в приподошвенной части коры происходит значительная взаимокомпенсация гравитационного влияния плотностных масс примерно на уровне -300 + -225 мГал, с положительным трендом в восточном направлении.
Величина гравитационного эффекта от третьего контакта (кривая 3) достаточно четко делится по среднему уровню в районе Куканского разлома с разницей около 55 мГал. Наиболее примечательные экстремумы располагаются, в порядке перечисления, вблизи За-падно-Туранского, Хинганского, Ли-мурчанского разломов, а области наименее отрицательных значений принадлежат Ванданской подзоне, Тумнин-ской зоне и Восточно-Сихотэ-Алинскому вулканическому поясу. Аномалии, вычисленные от контактов, расположенных выше, менее контрастны и отражают взаимоотношения плот-ностных масс, слагающих верхние слои коры, по вертикали.
На рис. 4Б графически показаны результаты суммирования гравитационных эффектов от глубинных границ снизу вверх. Положительный эффект от подошвы литосферы (кровли астеносферы, кривая 6) в значительной мере компенсируется большим отрицательным гравитационным эффектом (около -590 мГал) от подошвы земной коры (поверхности Мохо, кривая 5). Отрицательная суммарная аномалия (более -350 мГал) охватывает по латерали всю срединную зону плотностного разреза, в том числе, Верхне-Мельгинской и Си-хотэ-Алинской аномалий, а ее наиболее интенсивный экстремум находится в зоне Куканского разлома и границы между Центрально-Азиатским и Тихоокеанским складчатыми поясами. Западное и восточное крылья этой суммарной аномалии осложнены экстремумами второго порядка. Локальный минимум в районе Верхне-Мельгинской отрицательной аномалии преобразился в градиентную зону, а в области Сихотэ-
Алинской можно увидеть только восточную ее ветвь и то условно. Добавление гравитационного эффекта от контакта, расположенного выше, в значительной мере компенсирует гравитационное влияние подошвы коры и литосферы (кривая 4). Наибольшие отклонения в виде пары минимум-максимум обнаруживаются в средней части между Хинганским и Лимурчанским разломами и отвечают соответственно Сулук-скому блоку и западной окраине Си-хотэ-Алинского орогенного пояса. Местом расположения наибольшего минимума этой кривой стал район Хинган-ского разлома. Район Верхне-Мельгинского минимума выражается двумя положительными экстремумами, вызванными плотностным контрастом на разломах. Эти разломы выделяют в коре модели призму геологических образований, отличающихся от вмещающих пород несколько повышенной плотностью фактически по всей вертикали. Отрицательный экстремум между ними можно признать как не явно отражающий влияние подкоровой низкоплотной массы, поскольку он совпадает по оси с контрастным минимумом от подошвы литосферы (кривая 6). Гравитационное влияние подошвы третьего слоя коры приводит рельеф суммарной аномалии к узнаваемой форме измеренных аномалий (кривые 3 и 9), отклонения от которой не превышают 25 мГал. Определилось местоположение
Баджальского минимума. Область Верхне-Мельгинского минимума практически оказалась гравитационно скомпенсированной, но принципиально можно выделить минимум в 10-12 мГал. С добавлением гравитационного влияния подошвы второго слоя явно обозначились как Верхне-Мельгинский, так и Сихотэ-Алинский минимумы (кривая 2). Влияние подошвы самых верхних горизонтов коры дает полный суммарный эффект (кривая 1а), который сравнивается с измеренными аномалиями (кривые 7 и 9). Следует отметить, что во-
сточная ветвь Сихотэ-Алинского минимума выделяется на всех суммарных кривых, начиная с подошвы земной коры, на основании чего можно предположить, что на формирование Сихотэ-Алинского гравитационного минимума оказывают влияние массы повышенной плотности, расположенные в литосфер-ной мантии, но уже за пределами модели. Эпицентральная часть Верхне-Мельгинского минимума приходится на глубинный разлом, венчаемый локальной поверхностной неоднородностью (см. рис. 3А) пониженной плотности на фоне коровых образований повышенной плотности. Гравитационные эффекты от контактов не имеют здесь ярко выраженных понижений их значений (см. рис. 4А), которыми можно было бы объяснить существование слабовыра-женного, но широкого минимума, более 100 км. В суммарном гравитационном эффекте коры четко обозначилась Си-хотэ-Алинская аномалия, что говорит о ее коровом происхождении. В области же Верхне-Мельгинского обнаруживается положительный экстремум как зеркальное отражение минимума гравитационного эффекта от литосферной мантии. Последний по интенсивности превосходит локальный максимум примерно на 27 мГал, т.е. мантийная плотност-ная неоднородность частично не скомпенсирована коровыми образованиями. Приблизительные расчеты показывают, что коровые слабодифференцированные образования относительно пониженной плотности не обладают достаточным гравитационным эффектом, чтобы быть ответственными за всю интенсивность Верхне-Мельгинского минимума.
Выводы
В наших гравиметрических исследованиях был использован способ послойного определения плотности применительно к литосфере с целью объяснения аномальных источников гравитационных минимумов, пересекаемых сейсмическим профилем ГСЗ Свободный - м. Сюркум. Литосфера, подстила-
емая астеносферой, рассматривалась на основе единой и неизменяемой геометрии ее модели последовательно: как не-расчлененная толща, как двухслойная -земная кора и литосферная мантия и как литосфера с известной сейсмической расслоенностью коры. Это позволило выявить общие особенности плотност-ного строения, свойственные всем моделям и отвечающие гравитационному полю регионального масштаба, выделить специфику, характерную для каждой модели, и локализовать особенности плотностного строения, объясняющие происхождение отдельных аномалий. Для уточнения места расположения аномалиеобразующих масс по глубине были вычислены гравитационные эффекты от всех гравитирующих субгоризонтальных контактов с последующим суммированием их снизу вверх, от подошвы к дневной поверхности.
Обобщая выделенные особенности плотностного строения применительно к поставленной цели, можно сделать следующие выводы.
1. Аномалиеобразующим источником Баджальского гравитационного минимума является зона пониженной плотности литосферы над астено-сферным куполом на всю ее мощность (около 75 км), названная Баджальской плотностной структурой (БПС). Согласно выводам предшествующих исследований этого района, Баджальскому минимуму отвечает область разуплотненной литосферы, которая подтверждается геотермической аномалией на поверхности Мохо [4], а также зонами пониженных сопротивлений по материалам МТЗ [5] и инверсных сейсмических зон МОВЗ [12], фиксируемых до глубины 80100 км. Нами показано, что главным источником Баджальского минимума является низкая плотность в подошве коры Сулукского блока между Хинганским и Куканским разломами с дефицитом плотности отно-
сительно подстилающей мантии около -0,40 xl( кг/м3 (рис. 3А и рис. 4, кривая 5). Массы относительно повышенной плотности в слоях, лежащих выше, компенсируют ее недостаток в подошвенном слое, под влиянием чего минимум смещается к западу, к сегодняшнему его положению (кривая 3). Таким образом, Баджальский минимум имеет скорее нижнекоровое происхождение, большая часть интенсивности которого погашена гравитационным влиянием лито-сферной мантии (кривая 6) и массами перекрывающего слоя.
2. Выделенная Баджальская плотност-ная структура является наложенным геологическим образованием, которое принадлежит литосфере как Чжангуанцайлинского массива, так и Сулукского блока (см. рис. 3Б).
3. Сихотэ-Алинский минимум имеет коровое происхождение (см. рис. 2Б и рис. 4Б, кривая 8). Обязан он своим существованием образованиям преимущественно пониженной плотности в средней и верхней частях коры (см. рис. 3А, Б).
4. Верхне-Мельгинский минимум отражает остаточное гравитационное влияние низкоплотной массы в литосферой мантии (см. рис 4Б, кривые 6 и 8) и слабодифференциро-ванные неоднородности земной коры преимущественно повышенной плотности в восточном его секторе и нормальной в западном (см. рис. 3 А, Б). Преобладание коровой или мантийной составляющей не очевидно.
5. Выделенные нарушения ассоциируют с известными системами тектонических разломов и разделяются по глубинности на сквозьлитосферные (Тастахский, Хинганский, Верхнеанюйский, Цен-трально-Сихотэ-Алинский) и
сквозькоровые - Западно-Туранский и Куканский.
6. Выделенные тектонические нарушения, плотностные структуры, распределение плотности в целом и ее горизонтальных градиентов, а так же структура сейсмических горизонтов дают основания предполагать, что граница между литосферой Центрально-Азиатского и Тихоокеанского складчатых поясов проходит по западной границе Сулукско-го блока, вдоль субмеридионального Тастахского разлома.
7. В плоскости вычисленного плот-ностного разреза неоднородности с пониженной плотностью образуют цепочку компактных областей, поднимающихся с запада на восток из литосферной мантии в кору (см. рис. 3Б), олово- и золоторудные районы связаны с указанными не-однородностями. Это хорошо подтверждает выдвинутую ранее "концептуальную модель развития литосферы в одной из областей мезозой-ско-кайнозойской тектоно-магматической активизации" [12], построенную на базе анализа сейсмических исследований МОВЗ и гравитационных данных. Для сравнения, эта модель совмещена с нашей и демонстрирует хорошее совпадение очерченных на ее основе границ "рудно-магматических систем тихоокеанского типа" с выделенными зонами пониженной плотности (см. рис. 3Б). Она отличается трактовкой источника поступления вещества, который представляется как ловушка "горячей магмы, расположенной под корой в тектонически активной области".
8. В нашем понимании источником рудообразующей магмы и флюидов является купольная область астеносферы, откуда вещество транспортируется по зоне деструкции литосферы, представляющей собой границу между Центрально-Азиатским и Тихоокеанским блоками. Аномально низкоплотная масса, уста-
новленная с помощью гравитационного моделирования под Чжангуан-цайлинским массивом, видится как литосферная магматическая ловушка и дополнительный источник поступления тепла и магмы в земную кору.
9. Контролируемая Сихотэ-Алинским гравитационным минимумом Тум-нинская зона пониженной плотности в средней и верхней частях коры располагается обособленно, с ней пространственно связаны проявления золото- и оловорудной минерализации.
10. Коровая конфигурация Баджаль-ской плотностной структуры и тектонического нарушения, определяющего западную границу Тумнин-ской зоны, свидетельствует о том, что они сформировались в режиме растяжения земной коры.
Библиографический список
1. Белогуб ВН., Шапочка И.И., Романовский Н. П. Место мезозойского гранитоидного магматизма в тектоническом развитии Приамурья и некоторые элементы металлогении (по геофизическим данным) // Мезозойский тектогенез. Магадан: ДВНЦ АН СССР, 1971. С. 279-284.
2. Брянский Л. И. Плотностная структура земной коры и верхней мантии восточной окраины Азиатского континента. Владивосток: Дальнаука, 1995. 140 с.
3. Брянский Л.И., Подгорный В.Я. Гравитационная модель земной коры по профилю Свободный -Комсомольск - мыс Сюркум // Тихоокеан. геол. 1984. №5. С. 76-81.
4. Глубинное строение и металлогения Восточной Азии / Отв. ред. А.Н.Ди-денко, Ю.Ф.Малышев, Б.Г.Саксин. Владивосток: Дальнаука, 2010. 332 с.
5. Каплун В.Б. Геоэлектрическая мо-
дель литосферы Комсомольского и Баджальского рудных районов по данным МТЗ (Россия) // Тихоокеанская геология. 2004. Т. 23, №6. С. 84-93.
6. Кулинич Р.Г. Особенности глубинного строения и эндогенная рудоносность мезозоя южной части Сихотэ-Алиня // Мезозойский тектогенез. Магадан: ДВНЦ АН СССР, 1971. С. 284-289.
7. Лишневский Э. Н. Глубинное строение Комсомольского района по геофизическим данным // Геология рудных месторождений. 1980. Т. 22, №6. С. 37-46.
8. Парфенов Л.М., Рейнлиб Э.Л. Природа региональных гравитации-онных минимумов юга Дальнего Востока // Докл. АН СССР. 1986. Т. 227, №5. С. 1204-1026.
9. Подгорный В.Я. Послойное плот-ностное моделирование литосферы (на примере юга Российского Дальнего Востока и Северо-Востока Китая): автореф. дис. ... канд. г.-м. наук. Хабаровск: ИТиГ ДВО РАН, 1999. 30 с.
10. Потапьев С.В., Спирина Е.Е., Ма-роханов В. И. и др. Результаты глубинного сейсмозондирования в Хабаровском крае // Советская геология. 1979. №3. С. 84-97.
11. Рейнлиб Э. Л., Романовский Н. П. Интрузивно-купольные структуры Сихотэ-Алиня // Кольцевые и купольные структуры Дальнего Востока. Владивосток: ДВНЦ АН СССР, 1977. С. 21-26.
12. Романовский Н.П., Бормотов В. А. О глубинной структуре Комсомольского и Баджальского рудных районов // Тихоокеан. геол. 1992. №1. С. 31-37.
13. Степашко А.А. Глубинные основы сейсмотектоники Дальнего Востока: Приамурская и Приморская зоны // Тихоокеан. геол. 2011. Т. 30, № 1. С. 3-15.
14. Тектоника, глубинное строение,
металлогения области сочленения Центрально-Азиатского и Тихоокеанского поясов. Объяснительная записка к Тектонической карте масштаба 1:1500000 / Отв. ред. Л.П.Карсаков и др. Владивосток;
Хабаровск: ДВО РАН, 2005. 264 с. 15. Тектоническая природа геофизических полей Дальнего Востока / Отв. ред. Ю.А.Косыгин. М.: Наука, 1984. 200 с.
Рецензент: доктор геолого-минералогических наук, профессор Национального исследовательского Иркутского государственного технического университета А. П. Кочнев
