Кирильон

Настоящая электронная статья «Петрография вулканогенных и осадочных пород Улканского прогиба» (1992) представляет собой сводную работу по петрографии осадочных и вулканогенных пород протерозойского Улканского прогиба, выполненную минералогами ПГО «Таежгеология».

Сведения по петрографии образований прогиба имеются также в работе В.А. Гурьянова 2007 года «Геология и металлогения Улканского района (Алдано-Становой щит)», выполненной на основе материалов, собранных Улканской партией ПГО «Дальгеология».

  

Кириллов В.Е.,* Зяблицкая И.К.,**

Овсейчук Т.К.,** Васюкович Н.А.**

ИТиГ *, ПГО «Таежгеология»**

 

Аннотация

к статье «Петрография вулканогенных и осадочных пород Улканского прогиба»

 

Образования разного петрографического состава участвуют в строении контрастной уянской серии слабо метаморфизованных пород, выполняющих Улканский вулканогенный прогиб раннепротерозойского возраста. В серию входят, сверху вниз, терригенно-осадочные образования бириндинской свиты, существенно вулканогенные элгэтэйской и улкачанской свит, терригенные топориканской свиты. Наибольшим распространением пользуются массивные эффузивы элгэтэйского комплекса. Терригенные породы формировались преимущественно в начальные и конечные стадии образования прогиба, среди них заметно преобладают песчаники.

Результаты исследований, изложенные в работе и учитывающие все последние данные геологического картирования могут использоваться как справочный материал по закономерностям распространения и составу всех основных типов вулканических, вулканокластических, вулканогенно-осадочных и терригенных образования прогиба.

  

УДК 552.12 (671.62)

 

ПЕТРОГРАФИЯ ВУЛКАНОГЕННЫХ И ОСАДОЧНЫХ ПОРОД УЛКАНСКОГО ПРОГИБА

 

Съемочные и поисковые работы, проведенные в 1984-1991 гг. ПГО «Таежгеология» и «Дальгеология» на территории Улканского вулканогенного прогиба, позволили закартировать поля распространения вулканогенных и осадочных образований, разделить их на фации и дать петрографическую характеристику участвующих в его строении пород. Необходимость изучения образований такого типа представляется актуальной по двум причинам. Во-первых, это имеет практическое значение, так как в 80-е годы в вулканических и осадочных образованиях прогиба найдено большое количество разномасштабных рудных объектов. Во-вторых, это имеет общенаучное значение, так как объектом изучения являются породы древней относительно слабо эродированной докембрийской вулканической структуры (подобных структур хорошей сохранности на Земле насчитывается немного). Отдельные работы [3, 5, 7 8, 13], опубликованные к настоящему времени, затрагивают отдельные аспекты этой темы и не могут претендовать на полноту. Настоящая статья содержит новый дополнительный материал по петрографии стратифицированных пород одной из наиболее интересных древних докембрийских вулканических структур Дальнего Востока.

Для диагностики вулканических, осадочных пород авторы пользовались работами Н.В. Логвиненко [11], Е.Ф. Малеева [12], Ю.Ир. Половинкиной [13].

Улканский вулканогенный прогиб расположен в юго-восточной части Алданского щита, в верховьях рек Улкан и Учур (рис.1). Площадь прогиба составляет около 8000 км². Его фундаментом являются кристаллические метаморфические породы. Стратифицированные толщи, среди которых резко преобладают вулканиты, выполняют широкую синклиналь, вытянутую в субширотном направлении и имеющую в меридиональном разрезе асимметричное строение. В ее северной части вулканогенные и осадочные образования характеризуются пологим (3-5°) падением к югу. В южной части прогиба мощность вулканитов заметно возрастает, а с окружающими породами они имеют тектонические контакты [2].

Рис. 1.Схематическая геологическая карта западной и центральной части Улканского прогиба

 1 – четвертичные аллювиальные отложения; 2 – вулканиты мотаринской свиты (преимущественно андезиты); 3 – песчаники гонамской свиты; 4 – гравелиты, песчаники с горизонтами диабазов бириндинской свиты; 5-9 – вулканиты элгэтэйской свиты покровной фации: 5 – трахириодациты, трахириолиты массивные, 6 – игнимбриты кислого состава, 7 – туфы, кластолавы, лавобрекчии трахириолитов, трахириодацитов, трахидацитов, 8 – трахиты, 9 – игнимбриты трахитов; 10 – диабазы и базальты улкачанской свиты; 11 – песчаники топориканской свиты; 12 – метаморфические породы; 13-14 – экструзивные тела: 13 – трахириолитов, субщелочных мелкозернистых гранитов; 14 – трахитов; 15 – гранитоиды; 16 – габброиды; 17 – наиболее крупные разломы; 18 – вулканно-тектонические структуры: 1 – Бириндинская, 2 – Элгэтэйская, 3 – Лево-Бырайынская.

Несмотря на свой древний возраст (1900-1800 млн. лет, [6]), вулканические и осадочные породы сохранили первичные структуры и минеральный состав.

Стратифицированные образования, выполняющие прогиб, образуют контрастную по составу уянскую серию, залегающую с резким структурно-стратиграфическим несогласием на метаморфическом основании. На северо-западе прогиба породы серии трансгрессивно перекрываются позднепротерозойскими песчаниками гонамской свиты учурской серии, на востоке – меловыми вулканитами Предджугджурского прогиба. Схема стратиграфии образований уянской серии была разработана Ю.Н.Гамалея (1968) и Я.Д. Шенкманом (1982), которые расчленили ее на следующие свиты, снизу вверх: топориканскую, улкачанскую, элгэтэйскую и бириндинскую. Мощность свит может существенно варьировать в разных частях прогиба. Наиболее широким распространением пользуются образования элгэтэйской свиты, которые составляют основной объем стратифицированной толщи (не менее 80%). Для вулканитов кислого состава, кроме пород покровной фации, характерно развитие образований субвулканической, экструзивной, жерловой и околожерловой фаций.

В таблице 1 представлены все основные типы осадочных и вулканогенных пород, распространенных на территории прогиба.

В настоящей работе при описании пород авторы придерживаются стратиграфической схемы описания снизу вверх от наиболее древних образований (кора выветривания по архейскому основанию) до наиболее молодых (породы бириндинской свиты). Для каждого из стратиграфических подразделений рассматриваются в первую очередь те породы, которые составляют основной объем свит (комплексов). Для вулканитов это массивные лавы, далее следуют вулканокластические и вулканогенно-осадочные породы. Описания замыкает характеристика тех образований, которые занимают подчиненное положение в составе свит, например гравелитов в топориканской свите, песчаников в элгэтэйской свите.

Аллохтонные коры выветривания (породы грауваккового типа) не имеют сплошного распространения, залегая в западинах палеорельефа на поверхности несогласия в форме линз или горизонтов мощностью не более нескольких метров. Граувакки представляют собой породы темно-серого, заленовато-серого цвета с отчетливо выраженной неяснослоистой текстурой.

 

Таблица 1

Петрографические типы вулканических и осадочных пород Улканского прогиба

 

 

Комплекс, свита	П О Р О Д Ы
	эффузивные, экструзивные	Вулкано кластические	осадочно-вулкано кластические	вулканогенно-осадочные	Осадочные
Бириндинская	базальты субщелочные, лейкобазальты субщелочные			туфоалевролиты	конгломераты, гравелиты, песчаники, аргиллиты
Элгэтэйский	трахириодациты, трахириолиты, трахидациты, трахиты, базальты	кластолавы, лавобрекчии, туфы, игнимбриты, агглютинаты трахириолитов, трахидацитов, трахириодацитов,игнимбриты трахитов	туффиты	туфоконгломераты, туфоалевролиты	песчаники
Улкачанский	базальты, диабазы	кластолавы, базальтов, туфы основного состава	туффиты	туфопесчаники, туфоалевролиты, туфоконгломераты	конгломераты, гравелиты. песчаники
Топориканская					песчаники,гравелиты,граувакки

 

Обломочный материал составляет около 50% объема породы. Величина обломков колеблется от сотых долей мм (0,08 мм) до 5-6 мм (от алевролитовой до псефитовой размерности), с преобладанием более крупных обломков. Они представлены обломками кварца микрозернистого агрегатного строения с гранобластовой структурой угловатой и окатанной формы (20% объема породы); отдельными зернами чистого кварца (5%), апатита (1%), биотита (5%); полевого шпата (10%), породами основного состава (10%). Обломки имеют угловатую форму, реже слабо окатаны.

Базальный цемент составляет до 50% объема породы, представлен мелко-тонкораздробленным материалом того же состава, что и более крупные обломки. Значительную часть цемента образуют гидросерицит, карбонат, кварц.

Отсутствие сортировки, окатанности доказывают, что порода является продуктом быстрого и недальнего переноса местного материала.

Гурьянов В.А. относит граувакки к топориканской свите.

Топориканская свита. Песчаники топориканской свиты встречаются в западной, северной, северо-западной, редко – южной частях прогиба. Их мощность варьирует в пределах 70-200 м и иногда может резко меняться на близком расстоянии, что свидетельствует о том, что архейское основание не представляло собой ровного пенеплена. В нижней части свиты отмечаются маломощные горизонты (десятки сантиметров – первые метры) существенно кварцевых гравелитов. Песчаники – плотные породы белого цвета с розоватым или желтоватым оттенком. Текстура их мелкообломочная, слоистая и неяснослоистая, структура псаммитовая средне-крупнозернистая. Размер обломков варьирует от 0,5 до 1 мм. Это преимущественно монокварцевые, реже кварц-полевошпатовые и редко полимиктовые породы.

В существенно кварцевых песчаниках кварц составляет до 95-98% объема породы. Он имеет изометричную или овальную форму, его зерна полуокатаны, хорошо окатаны, редко сглажено-остроугольные. Песчаники уплощенной, вытянутой формы расположены субпараллельно.

В кварц-полевошпатовых песчаниках полевой шпат представлен калиевым полевым шпатом и редко-калишпат-пертитом. Полевые шпаты окатаны хуже, чем кварц, часто имеют неправильную форму.

В полимиктовых песчаниках обломочный материал представлен зернами кварца, реже калиевого полевого шпата (10%) и, что примечательно, обломками афировых эффузивных пород (10-15%). Ввиду повсеместного замещения эффузивов глинистыми минералами (каолинитом, гидрослюдой) определение их исходного состава является проблематичным.

Тип цемента для песчаников всех разновидностей может быть пленочным, поровым, порово-контактовым, контактовым. Цемент представлен или смесью тонкочешуйчатых агрегатов каолинита и гидросерицита, или одним из этих компонентов. Количество цемента составляет от 2 до 15% объема породы.

Наличие зубчато-шиповидных, конформно-регенерационных структур и следов вдавливания зерен друг в друга в песчаниках указывает на их метаморфизм в стадии катагенеза.

Гравелитысветло-серого цвета образуют линзы среди песчаников мощностью до 0,5 м. Характеризуются грубой косослоистой текстурой, псефитовой средне-мелкогалечной структурой. Размер галек варьирует от 0,5 до 5,0 см. Обломки представлены хорошо окатанной галькой кварца (25-45%) полевого шпата, реже кварцитами. Цемент является кварцево-гидрослюдистым, кварцевым, с регенерационной и базальной структурами.

Породы топориканской свиты могут быть отнесены к кварцево-песчаниковой платформенной формации [11].

Образования улкачанской свиты – диабазы и базальтоиды – встречаются по всей площади прогиба и особенно широко в его северной части. Распространены породы покровной (резко преобладают по объему) и жильной (дайковой) фаций. Излияния лав сопровождались перерывами, о чем свидетельствует наличие кор выветривания мощностью в несколько десятков сантиметров в кровельной части отдельных потоков и горизонтов песчаников. Мощность вулканитов свиты составляет 30-350 м. В их составе встречаются как массивные лавы, так и кластолавы, очень редко туфы. Кластолавы тяготеют к нижней части разреза свиты, туфы – к средней.

Массивные вулканиты представляют собой темно-серые, буроватые и зеленоватые в разной степени раскристаллизованные породы с массивной или миндалекаменной текстурой, офитовой, микроофитовой, гиалофитовой структурой. Согласно классификации А.М. Даминовой [10], положившей в ее основание размер выделений полевого шпата, они могут быть разделены на два типа.

К базальтам авторы отнесли породы со стекловатой гиалопилитовой структурой основной массы, с микроофитовой структурой породы, в которой микролиты плагиоклаза имеют игольчатый облик, размеры в среднем 0,06 ? 0,3 мм. Существуют промежуточные разности пород, представляющие собой неполнокристаллические образования, содержащие то или иное количество стекла.

Во вкрапленниках присутствует плагиоклаз – андезин N 30-35 и лабрадор N 50-56 в количестве от 40-45% до 60-80%. Идиоморфизм плагиоклазов выражен резко, лейстовидные призмы расположены беспорядочно. Плагиоклаз раскислен, соссюритизирован, серицитизирован.

Из темноцветов наиболее распространен авгит, в полнокристаллических разностях составляющий 30-35% объема, редко присутствует ромбический пироксен.

Форма сечений пироксена разнообразная, чаще неправильная. Иногда он пойкилитически включает мелкие зерна плагиоклаза. Оливин встречается реже, его содержания варьируют от 0 до 25%. Размер кристаллов оливина колеблется от 0,1 до 0,5 мм, редко встречаются более крупные выделения. Форма его поперечных сечений ромбическая, шестиугольная, округлая. Иногда в породе встречаются единичные кристаллы биотита. Темноцветные минералы повсеместно и почти целиком замещены: пироксен – хлоритом, магнетитом, гидроокислами железа, иддингситом; оливин-гидроокислами железа, магнетитом, хлоритом.

Вкрапленники погружены в темно-бурую, зеленоватую стекловатую основную массу, как правило, слабо разложенную, имеющую волокнистое строение. Иногда в стекле отмечаются игольчатой или неправильной формы сульфиды. Стекло изменено, в нем развиваются хлорит и сфен.

Как стекловатые, так и полнокристаллические разности имеют горизонтальное залегание; последние тяготеют к центральным частям потоков. Породы верхних частей потоков насыщены округлыми, овальными, вытянутыми и неправильной формы мелкими (0,3-1,5 см) миндалинами и пустотами – полыми или заполненными розовым халцедоном, зернистым кварцем, радиально-лучистым хлоритом, кальцитом.

Кластолавы базальтовых порфиритов темно-серого цвета отличаются от массивных лав наличием обломков, количество которых может варьировать от 10% (верхние части потоков) до 70% (нижние части). Они встречены в восточной части прогиба, где залегают на неровной поверхности анортозитов. Кластический материал в остроугольных обломках размером от долей сантиметра до 1 метра.

Туфы основного состава имеют темно-серый цвет, обломочную полосчатую и неяснополосчатую текстуру, псефито-псаммитовую по размеру, базальную по взаимоотношениям обломков и цемента витролитокристаллокластическую структуру. В обломках неправильной, остроугольной формы размером от 0,3 ? 0,5 мм до 2 ? 6 см встречаются диабазы, андезиты, туфы основного состава. Обломки пород составляют 15-20% объема пород. Кристаллокласты представлены плагиоклазом, темноцветами (пироксеном, амфиболом, биотитом), кварцем, калишпатом, цирконом. Кристаллокласты составляют 60-80% объема пород. Обломки стекла разложены и превращены в опало-глинистую массу.

Песчаники встречаются среди вулканитов улкачанской свиты в виде маломощных горизонтов, в юго-восточной части прогиба. Это серые породы со слоистой обломочной текстурой, псаммитовой структурой. В составе обломков – кварц (5-10% объема пород), плагиоклаз (0-10%), калишпат (5-20%), обломки пород (5-15%). В плохо окатанных обломках преобладают базальты и кварциты. Цемент поровый и базальный составляет 5-20% породы, имеет слюдисто-карбонатный, кварцево-лимонитовый, кварцевый состав.

Образования элгэтэйского комплекса распространены по всей площади прогиба. Преобладают массивные лавы, представляющие покровную фацию вулканитов. В их составе присутствуют трахиориодациты, трахириолиты, риолиты, дациты, трахиандезиты, трахиты. В виде маломощных (первые метры до 15 м) и непротяженных горизонтов среди субполого залегающих кислых лав встречаются песчаники и базальты. Мощность элгэтэйской свиты – 200-1350 м [9]. Массивные вулканиты кислого состава сходны как по своему внешнему виду и минеральному составу, так и по текстурно-структурным особенностям. Это породы кирпично-красного, коричнево-красного, темно-розового цвета. По этому признаку они хорошо отличаются от всех других пород района. Красный цвет пород обусловлен избытком трехвалентного железа и недостатком глинозема. «Пятнистые» разности лав, помимо всего прочего, отличаются также повышенной пористостью и ноздреватостью, что оказывает на их первоначально высокую газонасыщенность. Связующая масса пород этой группы, как правило, затронута наложенными преобразованиями, на что указывает сочетание и многообразие микроструктурных форм даже в одном петрографическом шлифе. Реликтовые особенности лав наиболее отчетливо прослеживаются на внешней стороне образцов, сохранивших свою флюидальную или обломочную текстуру.

Кроме массивных лав в составе элгэтэйского комплекса присутствуют вулканокластические породы. В лавовых потоках покровной фации они представлены, как правило, редкообломочными кластолавами и лавобрекчиями, тяготеющими к нижним и фронтальным частям потоков. Вулканокластические породы – туфы, игнимбриты, кластолавы, лавобрекчии встречаются преимущественно в пределах трех сложнопостроенных и значительно эродированных вулканно-тектонических структур – Элгэтейской (крайняя западная часть Улканского прогиба), Бириндинской (поле вулканитов среди гранитоидов в северной части Улканского плутона); Лево-Бырайынской (аналогично, западная часть Улканского плутона (рис.1). Массивные разности лав в пределах перечисленных структур встречаются редко, и, как правило, принадлежат экструзивной фации вуланитов.

В пределах каждой из структур картируется несколько центров извержений. Из вулканокластических образований, распространенных в их пределах, наиболее распространены кластолавы (60% объема всей вулканокластики), затем, в порядке убывания, игнимбриты (15-20%); туфы (15%), лавобрекчии (5%), туфоалевролиты, туфопесчаники, туфоконгломераты – вместе около 1-2%.

Покровные образования элгэтэйской свиты входят в состав трех подсвит [9] – нижне-, средне- и верхнеэлгэтейской, отличающихся составом, внешними особенностями, текстурно-структурными признаками.

Трахириолиты нижнеэлгэтэйской подсвиты имеют массивную, флюидально-полосчатую или игниспумитовидную текстуру, порфировую или афировую структуры. Структура основной массы может быть микрогранофировой или сферолитовой. Встречается микропойкилитовая структура, когда калишпатовые кристаллы прорастают игольчатые выделения кварца. Вкрапленники представлены кварцем (до 10% объема породы), ортоклазом (3-10%) плагиклазом (2-10%), биотитом (до 5%). Иногда калишпат присутствует в виде гломеропорфировых сростков. В единичных выделениях присутствуют авгит, рудные минералы. Акцессорные минералы представлены апатитом, цирконом. Состав основной массы – кварц (10-30%), калишпат (35-60%).

Трахириодациты, трахидациты,трахидациты «пятнистые» среднеэлгэтэйской подсвиты имеют прерывисто-флюидальную пятнистую ноздреватую, пористую текстуры, афировую, неяснопорфировую, игнимбритовую структуры. Структура основной массы скрытокристаллическая микрокойкилобластовая, фельзитовая, микрофельзитовая, микрогранофировая, метасферолитовая. Вкрапленники представлены кварцем 1-5%, калишпатом 2-5%, плагиоклазом 0-3%. Основная масса имеет кварц-полевошпатовый состав; кварц составляет 20-40% объема, калишпат 3-40%, плагиоклаз 10-25%. Акцессории представлены цирконом, сфеном, турмалином, апатитом, магнетитом.

Трахириолиты верхнеэлгэтэйской подсвиты имеют массивную текстуру, порфировую структуру. Структура основной массы микропойкилитовая, метасферолитовая, аксиолитовая. Вкрапленники представлены кварцем 3-5%, ортоклазом 7-10%, плагиоклазом – 5%, биотитом 1-3%, магнетитом; акцессории – цирконом, сфеном, монацитом, апатитом.

Основная масса состоит из кварца – 40%, калиево-натриевого полевого шпата – 40%.

Риолиты, трахириолиты отличаются наиболее светлыми из всех других пород темно-розовыми окрасками. Имеют массивную текстуру, обильнопорфировую структуру. Структура основной массы фельзитовая, микропойкилобластовая. Вкрапленники представлены кварцем (10-20% объема), ортоклазом (5-10%), плагиоклазом (7-10%), биотитом (0-2%), основная масса – кварцем и калишпатом.

Для всех массивных лав отмечается ряд сходных особенностей.

1. Породы с флюидальными текстурами, сферолитовыми структурами расположены ближе к центрам извержений и участкам выходов субвулканических интрузий. Флюидальная текстура обусловлена чередованием полос, содержащих то или иное количество зародышей сферолитов (иногда самих сферолитов) и полос без них. Размеры зародышей сферолитов не превышают первые десятки доли мм (0,2-0,3 м), сферолитов – 1,2-1,5 мм. Они составляют от 10-20 до 40% объема основной массы фельзитов.

2. Вкрапленники имеют как правильную кристаллографическую огранку, так и явно обломочную и даже оскольчатую форму; последние встречаются гораздо реже. Размеры вкрапленников кварца и калишпата колеблются от 0,15 мм до 2 мм в поперечнике, темноцветов – от 0,6 до 3 мм. Некоторое исключение составляют более крупные вкрапленники ортоклаза трахириодацитов, которые имеют широкотаблитчатую форму с пирамидальными окончаниями. Кварц характеризуется округлой, оплавленной формой с корродированными границами, иногда включает микролиты калишпата.

3. Темноцветные минералы часто замещены хлоритом, гематитом, гидроокислами железа.

4. Повсеместно распространены пылеватая гематитизация и гетитизация.

Массивные экструзивные вулканиты кислого состава рассматриваются на примере экструзии крупновкрапленниковых риолитов, закартированных в северной части Элгэтэйской структуры. Экструзивное тело имеет изометричную форму и размер около 1200 м в диаметре. Цвет риолитов светло-серый. Текстура массивная, структура крупногустопорфировая. Фенокристаллы размером от 2 ? 3 мм до 4 ? 5 мм составляют 25-30% объема породы, представлены кварцем (15-20%) и ортоклазом (5-10%), редко плагиоклазом (1-3%). Основная масса имеет псевдосферолитовую, реже – сферолитовую, микропойкилобластовую структуру и состоит из кварца и калишпата.

Кластолавы трахириодацитов, трахириолитов входят преимущественно в околожерловую, реже жерловую фацию вулканитов, редкообломочные кластолавы встречаются в лавовых потоках. Кластолавы жерловой фации наиболее грубообломочные, слагают изометричные или овальные в плане тела диаметром от нескольких сотен метров до 1,5 км в поперечнике. Аналогичные образования, но более мелкообломочные, той же фации, окаймляют их по периферии, распространяясь от центров извержений на расстояние 0,5-1,0 км.

Кластолавы – темно-розовые, коричнево-розовые, серые породы с обломочной текстурой, иногда обломочно-пузыристой и флюидальной текстурой, порфировой или афировой структурой. Структура основной массы гиалиновая, микропойкилобластовая, фельзитовая, сферолитовая, аксиолитовая, микросферолитовая, псевдосферолитовая, микрогранофировая.

Литокласты в кластолавах, принадлежащих покровной фации, составляют 5-30% от объема массы, их размер не превышает 10-12 мм в диаметре. В составе обломков присутствуют трахириолиты и трахириодациты, андезиты и пемзовые туфы. Округлость форм большей части обломков, их «закатанность», нерезкие и едва уловимые контуры обломков свидетельствуют, что образование пород происходило из слабо остывшего мягкого, пластичного материала. Цементирующий базис содержит мелкие реликты пепловых частиц, обломки и порфировые выделения кварца, калишпата, плагиоклаза. В качестве акцессориев присутствуют циркон, ильменит, апатит, корунд. Отдельные участки лавы содержат большое количество округлых, сферических миндалин, выполненных гранобластовыми агрегатами кварца.

Литокласты в кластолавах кислого состава, принадлежащих к жерловой и околожерловой фациям, более разнообразны по типу, их размеры значительно варьируют от долей см до 1 м в диаметре, форма обломков как округлая, так и угловатая. Отдельные обломки содержат, в свою очередь, свои обломки. Содержание этих более мелких обломков может достигать 80% объема крупных обломков (в среднем 15-50%). Литокласты представлены трахириолитами, трахириодацитами, габбро, базальтами, гранит-порфирами, реже – мелкозернистыми гранитами и кварцитовидными песчаниками (Бириндинская структура), туфами риолитов, трахитов, массивными миндалекаменными трахитами (Элгэтэйская структура). В основной массе отмечаются обломочные и правильной формы фенокристаллы ортоклаза, кварца, плагиоклаза, редко – темноцветов. Из акцессориев отмечаются циркон, апатит, магнетит, монацит, ильменит, гранат.

В случае флюидальной текстуры полосчатая, тонкофлюидальная основная масса огибает, обтекает обломки. Иногда участки риолитов, примыкающие непосредственно к обломку, видоизменяются и приобретают игнимбритовидный облик, обусловленный растяжением, сплющиванием сферолитовых образований.

Лавобрекчии пород кислого состава занимают то же положение, что и кластолавы, чаще встречаясь в околожерловой фации вулканитов. Обломки лавобрекчий представлены тем же материалом, что и основная масса. Они имеют угловатую и округлую форму, составляют 10-25% объема пород.

Туфы трахириолитов, трахириодацитов, трахидацитов широко распространены в западной части прогиба (Элгэтэйская структура) и в меньшей степени, на других участках. Они встречаются в составе покровной и околожерловой фации, образуя непротяженные горизонты и линзы. Туфы имеют темно-розовый и кирпично-красный цвет, мелкообломочную неяснослоистую или тонкослоистую ориентированную текстуру, витрокластическую, кристалло-витрокластическую или литовитрокристаллокластическую структуры. По величине обломков, выделяются алевропсаммитовые и псефитовые разности. Наиболее тонкообломочными являются витрокластические туфы. Иногда отмечается чередование слоев с различной размерностью обломков.

Витрокластические алевритовые пепловые туфы состоят из стекловатых частиц размером от сотых долей мм до 0,1 мм. Иногда частицы сохраняют «рогульчатую» первоначальную форму.

Витрокристаллокластические алевропсаммитовые туфы состоят из обломков кристаллов (кварца, калишпата, плагиоклаза), обломков стекла и пепловых частиц. Кристаллокласты составляют 35-40% объема пород, витрокласты – 55-65%. Размер обломков колеблется от 0,2 до 0,5 мм в поперечнике. Обломки стекла имеют вытянутую, сглажено-остроугольную форму, местами сохранилась первоначальная форма пепловых частиц.

Литокристалловитрокластические туфы состоят из обломков литокласт (трахидацитов, трахириодацитов, трахириолитов, базальтов); обломков кристаллов (кварца, калишпата, плагиоклаза). Литокласты составляют 25-35%, кристаллокласты – 15-20%. Обломки цементируют тонкораздробленный витрокластический материал.

Цемент туфов относится к цементу сдавливания, спекания, контактовому или порово-контактовому и содержит каолинит, серицит, карбонат, гидроокислы железа.

Игнимбриты кислого состава впервые описаны Ю.Н. Гамалея, М.В. Минцем (1967) на примере Бириндинской структуры. Игнимбриты были закартированы как субпологие тела, прослеживающиеся по простиранию на 50-200 м и имеющие линзовидную форму. В настоящей работе, на основе полученной новой информации, дается более подробное описание палеоигнимбритов.

Игнимбриты кислого состава широко распространены в пределах Элгэтэйской, Бириндинской структур, реже в северной и юго-западной частях прогиба (рис. 1).

Игнимбриты встречаются в составе жерловой, околожерловой и покровной фаций вулканитов, слагают поля размером от первых сотен квадратных метров до 1-2 км². Форма их залегания – жиловидная, линзообразная, пластообразная, или сложная неправильная, падение пологое или крутое.

Игнимбриты имеют темно-розовый, кирпично-красный, серый с сиреневым оттенком цвет. Текстура пород эвтакситовая, обломочная, псевдофлюидально-очковая, структура литовитрокристаллокластическая, структура основной массы пепловая, игнимбрито-пепловая, микроигнимбритовая.

Обломочный материал (литокласты) составляет около 35% от объема пород и представлен риолитами, андезитами, гранит-порфирами, сиенит-порфирами. Для игнимбритов Элгэтэйской структуры очень характерны обломки трахитов. Обломки пород имеют размеры от 0,4 до 5-6 см в диаметре. Форма обломков округлая, треугольная, трапециевидная, каплевидная, контуры некоторых обломков неровные (зазубренные).

Обломки кристаллов (10% объема пород) представлены кварцем, калиевым полевым шпатом (иногда имеющим пертитовое строение), плагиоклазом, обломками гломеропорфировых сростков калишпатов, единичными обломками роговой обманки и циркона. Обломки кварца и калишпата заметно преобладают, их размер колеблется от 0,08 до 2 мм в диаметре.

Параллельно ориентированные фьямме составляют 12-15% объема пород. Их цвет может варьировать от светло-серого (на фоне более темной серой основной массы), темно-зеленого (на фоне светло-серого базиса), сургучно-красного (на фоне темно-розовой массы). Форма фьямме линзовидная, извилисто-линзовидная, нередко, с перерывами и раздувами, с причудливыми и ажурными очертаниями. Края многих фьямме «растрепаны». Размеры фьямме от 0,3 ? 0,5 до 2 ? 7 мм, в некоторых случаях больше. Материал фьямме в момент образования игнимбритов состоял из стекла, позже раскристаллизованного в кварц-полевошпатовую массу, имеющую микропойкилобластовую, реже – метасферолитовую и гребенчатую структуры. Сферолиты тяготеют к центральным, наиболее раскристаллизованным частям фьямме. Гребенчатые кварц-полевошпатовые образования ориентированы перпендикулярно внешним ограничениям фьямме и нередко окаймляют их по всей длине. От центра к периферии вкрест простирания длины во фьямме уменьшается степень раскристаллизации.

Хорошо раскристаллизованные фьямме характерны для образований жерловой и околожерловой фаций Бириндинской структуры. Для игнимбритов кислого состава, относящихся к покровной фации, типична комбинация фьямме двух типов – с хорошо раскристаллизованной основной массой и стекловатых, со слабо раскристаллизованным и слабо разложенным стеклом. Как правило, последние несколько меньше по размеру и встречаются реже. Не исключено, что они состоят из стекла другого состава, возможно трахитового. В обоих случаях, внешние очертания фьямме отчетливы. Изредка, крупные обломки кристаллов и пород вдавлены в материал фьямме.

Обломки кристаллов, пород и фьямме скреплены микроигнимбритовой связующей массой. Она раскристаллизована с образованием микрофельзитового, криптозернистого кварц-полевошпатового слабо поляризующего агрегата, в котором отмечаются вытянутые пепловые частицы. Вулканический пепел сохранился от спекания в разной степени. При хорошей сохранности он представлен черепками и рогульками, размером от 0,05 до 0.1 мм в поперечнике. На тех участках, где пепел не нарушен, структура связующей массы пепловая (хорошо видна под микроскопом в проходящем свете). Там, где пепловые частицы подвергались спеканию, они растянуты и изогнуты. И фьямме, и растянутые пепловые частицы огибают обломки других кристаллов и пород, что и определяет псевдофлюидально-очковую эвтакситовую текстуру игнимбритов.

Агглютинаты кислого состава (рис. 2) установлены в западной части прогиба. Представляют собой розовую породу с обломочной текстурой, псефитовой структурой.

Рисунок 2. Агглютинаты трахириолитов. Сплошные границы обломков – четкие их ограничения; пунктирные – расплывчатые. Обломки цементирует флюидальная стекловатая масса, она же образует внешнюю кайму обломков стекла и риолитов. Обломки – СТ – стекло, С – микросиенит, Р – трахириолит, К – калишпат, КВ - кварц.

Шлиф 40023. Увеличение 25.

 

Массивные трахиты, относящиеся к экструзивной и покровной фациям, картируются в крайней западной части Улканского прогиба.

Трахиты – породы вишневого, сургучно-красного и темного буро-красного цвета с массивной, флюидальной или миндалекаменной текстурой, редкопорфировой или порфировой структурой. Фенокристаллы составляют 10-12% объема породы и представлены таблитчатыми или неправильно-таблитчатыми выделениями ортоклаза размером десятые доли мм – первые мм. Зерна темноцветов (5-7% объема) не сохранились и нацело замещены глинистым веществом. Основная масса сложена неравномерно раскристаллизованными криптозернистыми массами калиевого полевого шпата. В хорошо раскристаллизованных разностях таблички калиевого полевого шпата располагаются беспорядочно или наблюдается их субпараллельное ориентирование, что обуславливает трахитовую структуру основной массы породы. Стекловатый базис между калиевыми шпатами отсутствует, их размеры не превышают 0,4 мм в длину. Наблюдаются фрагменты сферолитовой структуры.

Акцессорные минералы представлены цирконом и апатитом.

Игнимбриты трахитового состава установлены в западной части Элгэтэйской структуры, где участвуют в строении трахитовой вулканической постройки. Два горизонта игнимбритов имеют центриклинальное падение к жерловине с углами падения в 10-20°. Их мощность увеличивается от периферии к центру, от первых десятков метров до сотни метров. Игнимбриты трахитов относятся к околожерловой фации вулканитов и не распространяются далее 1 км от жерловины. По простиранию они сменяются «нормальными» трахитами, по вертикали перемежаются с трахиандезитами и силлами микросиенитов.

Игнимбриты трахитов – темно-красные, красно-бурые породы с хорошо выраженной обломочной, эвтакситовой, псевдофлюидальноочковой текстурой, литовитрокристаллокластической структурой (рис. 3). Структура основной массы пеплово-игнимбритовая. В составе обломков пород присутствуют трахиты (40% обломков), андезиты (4-5%), риолиты (5-7%), мелкообломочные туфы и игнимбриты кислого состава (7-10%), микросиениты (4-5%). Обломки имеют остроугольную, сглажено-остроугольную форму (для трахитов, риолитов, андезитов, стекла), вытянуто-округлую форму с неровными очертаниями (для туфов и игнимбритов). Уплощенные обломки ориентированы согласно директивным элементам породы. Их размер варьирует от 0,5 мм до 1 см (для андезитов), от 0,5 см до 5 см (для риолитов). Обломки стекла кислого состава представляет 1-2% объема породы. Оно либо раскристаллизовано в микрофельзитовый агрегат, либо имеет нераскристаллизованную, слабо поляризующую массу. В обломках кристаллов присутствуют плагиоклаз (2%), пертитовый калишпат (2-3%), акцессорные минералы – апатит, циркон, сфен, гранат (андрадит) – вместе до 1%. Обломки кристаллов, как правило, имеют размер до 1 мм в поперечнике (редко до 4 мм для калишпата). Около 15% массы породы приходится на фьямме. Они представляют собой близпараллельно расположенные удлиненные, линзовидные образования с неровными рваными краями, состоящие из нераскристаллизованного стекла (иногда слабо раскристаллизованного в центральной части фьямме в тонкокристаллический полевошпатовый агрегат). Макроскопически цвет фьямме или темно-бурый или, реже, темно-зеленый. Их размер колеблется от первых сотых долей мм до 2,5 ? 7 мм. Цементирующим материалом игнимбрита является тонкофлюидальная, неравномерно раскристаллизованная стекловатая масса, содержащая расплющенные, вытянутые, спекшиеся пепловые частицы. В более раскристаллизованной массе отличаются микролиты калишпата. Рентгеноструктурный анализ нераскристаллизованного стекла свидетельствует о его калишпатовом составе.

Обломки характеризуются размерами от долей сантиметра до 2,5 см в диаметре. Вулканокласты имеют изометричную и овальную форму (последняя обусловлена сплющиванием). В составе обломков пород стекло со сферолитовой структурой (40% объема пород), риолиты (40%), микросиениты (7-10%). В обломках кварц и калишпат. Некоторые обломки пород вдавлены друг в друга. На границах между обломками отмечаются стекловатые прерывистые прослои, возникшие в результате спекания. Они имеют тонкофлюидальную текстуру с причудливым фестончатым рисунком. Для цемента характерно чередование полос с зарождающейся микросферолитовой структурой с полосами слабо раскристаллизованного стекла.

Рисунок 3. Игнимбриты трахитов. Черное – стекловатые фьямме, черный мелкий крап – спекшаяся пепловая масса, Р – обломки риолитов, Т – обломки трахитов, С – обломки сиенитов с рудной вкрапленностью, К – обломки кристаллов калишпата. Шлиф К -601-5. Увеличение 25.

 

В описываемых типах массивных и вулканокластических образований, слагающих Бириндинскую структуру, отмечается наличие рибекита и эгирина. Количество этих минералов варьирует в широких пределах (2-25%). Практически во всех случаях определяется их метасоматическое происхождение, обусловленное проявленностью наложенных щелочных метасоматических процессов (фенитизацией, альбитизацией).

Туффиты встречены в пределах Элгэтэйской структуры, где слагают маломощные линзы среди эффузивных пород. Имеют красно-бурый цвет, обломочную неяснополосчатую текстуру. Обломки характеризуются псефитовой (до 0,5 ? 0,7 мм), псаммитовой (до 1?1 мм), алевролитовой (первые десятки доли мм) размерностью. Обломочный материал разделяется на ювенильный и терригенный, последний составляет до 30% объема пород. Терригенный материал отличается от пирокластического либо составом (обломки туффитов, алевролитов), либо степенью окатанности (хорошо окатанная галька эффузивных пород).

Пирокластический материал представлен, в основном, литокластами – обломками дацитов, гиалоигнимбритов, пепловых туфов, реже осколками стекла, калишпата, плагиоклаза и кварца; терригенный – обломками туффитов, алевролитов, халцедоновидного кварца, эффузивов, окатанными зернами кварца и полевого шпата. В процентном отношении преобладают обломки дацитов, составляющих около 25-30% объема породы. Остальной обломочный материал составляет гиалоигнимбриты -10-15%, вулканическое стекло – 5-10%, пепловые туфы – 3-5%, кристаллокласты – 3-5%, туффиты – 10%, халцедон – 2-3%, алевролиты – 1-2%, окатанные обломки эффузивных пород – 5-10%. Галька полимиктовых туффитов сложена окатанными и угловато-окатанными обломками кварца, полевого шпата, стекла и халцедона.

Цемент туффитов относится к порово-контактовому и контактовому. Он представлен слабо раскристаллизованным стеклом, в котором участками сохраняется реликтовая структура, и каолинитом, гидросерицитом.

Базальты и трахибазальты элгэтэйской свиты составляют около 20% объема свиты. Это темно-серые, буроватые массивные породы, переходящие в верхних частях потоков в миндалекаменные. Встречаются как афировые, так и порфировые разности, значительно реже встречаются гломеропорфировые. Структура основной массы микролитовая, гиалопилитовая, пойкилоофитовая. Вкрапленники, за редким исключением, представлены основным плагоклазом (лабрадор N 56-68). Плагиоклаз основной массы (N 44-56) представлен лейстами и микролитами с неровными («изъеденными») контурами. Пироксен (моноклинный) во вкрапленниках весьма редок, в связующей массе преобладает авгит, реже пижонит. В отдельных разностях базальтов наблюдалась роговая обманка, представленная короткопризматическими кристаллами. Вторичная роговая обманка развивается по авгиту. Оливин редок и встречается в виде небольших порфировых обособлений, замещенных иддингситом и боулингитом. Вулканическое стекло, представляющее основную массу, девитрифицировано и замещено хлоритом.

К вулканогенно-осадочным породам отнесены туфоконгломераты и туфоалевролиты, распространенные в западной и юго-восточной частях прогиба. Они образуют субполого залегающие линзообразные тела протяженностью в первые сотни метров, мощностью в первые метры, сформировавшиеся в озерных условиях.

Туфоалевролиты имеют темно-серый, зеленоватый цвет со слоистой текстурой, с алевролитовой и пелитовой структурой. В составе мелких окатанных обломков – кварц (до 40%), плагиоклаз (3-5%), калишпат (до 3%), обломки кислых эффузивов (до 30%). Цемент составляет 20-25% объема породы, он представлен каолинитом, серицитом, карбонатом, гидроокислами железа.

Туфопесчаники– породы темно-розового цвета со слоистой текстурой, псаммитовой структурой. Обломки кварца составляют 25-30% объема породы, плагиоклаза 1-5%, полевого шпата 15%, обломки пород, кислых эффузивов и базальтов – 10-15%. Глинисто-кварцевый базальный цемент составляет 40-45% породы.

Туфоконгломераты представлены пестроокрашенными обломочными породами, состоящими из разнородного материала и обладающими грубослоистой текстурой. В его составе присутствуют валуны и галька средней, реже хорошей окатанности, без сортировки и ориентировки их в конгломератах. По составу обломки представлены трахириодацитами и трахидацитами (60-90% объема обломков), базальтами (10-30%) и метасоматитами (до 10%). Размерность обломочного материала варьирует от 1-5 см (этот размер преобладает) до 50-80 см. Связующая масса представлена грубозернистыми песчаниками, участками интенсивно карбонатизированными.

Песчаники, распространенные в составе Элгэтэйской свиты, содержат примесь вулканогенного материала. Среди них можно выделить две разновидности.

Песчаники полимиктовые серого цвета характеризуются неяснослоистой текстурой, псаммитовой мелко-среднезернистой структурой. Состоят из кварца (10-60%), плагиоклаза (1-20%), калишпата (до 15%), рудных и акцессорных минералов (до 1%), обломков пород (15-60%) – гранитов, кварцитов, гнейсов, трахириодацитов, базальтов. Поровый, пленочно-поровый цемент составляет 5-20%. По составу цемент кварц-хлоритовый, серицит-гидрослюдисто-кварцевый.

Песчаники кварцевые светло-серого цвета имеют неяснослоистую текстуру, псаммитовую мелко-среднезернистую структуру. Состоят из кварца 50-75%, плагиоклаза 0-5%, калишпата 0-10%, апатита, циркона, присутствующих в единичных зернах. Обломки пород, эффузивов кислого состава, кварцитов составляют 5-10%. Цемент относится к поровому, базальному, пленочному, пленочно-поровому, по составу кварц-хлорит-серицитовому.

Песчаники полевошпат-кварцевые, не имеющие примеси вулканического материала имеют неяснослоистую текстуру, псаммитовую крупно- и грубозернистую структуру. Кварц составляет 50-60% объема породы, калишпат 20-25%, плагиоклаз 0-5%, апатит, циркон присутствуют в единичных зернах. В количестве до 5% встречаются обломки кварцитов. Цемент составляет 15%, относится к поровому, соприкосновения, регенерационному, по составу хлорит-серицитовому, лимонитовому, кварц-серицитовому.

Вулканические образования элгэтэйской свиты могут быть отнесены к базальт-трахириодацитовой формации [1]. Контрастный состав свиты (от кислых и субщелочных пород до базальтов), а также наличие туфов, туфогенно-осадочных пород свидетельствует о сложной рифтогенной геодинамической обстановке этого времени на территории прогиба.

Породы бириндинской свиты были впервые описаны Гамалея Ю.Н., Забродиным В.Е. в 1963 г., позже подробно изучены Гурьяновым В.А. в 1988-1994 гг. Свита может быть подразделена на две подсвиты – нижнебириндинскую (доминируют осадочные породы) и верхнебириндинскую (преобладают базальты). Мощность нижнебириндинской свиты составляет 130 м, верхнебириндинской – 215 м. В составе свиты входят розово-буроватые конгломераты, песчаники, гравелиты, туфоалевролиты, брекчии, дресвяники, аргиллиты, серо-буроватые субщелочные оливиновые базальты и лейкобазальты. Местами, из разреза выпадают отдельные виды пород.

В основании свиты встречаются дресвяники, представляющие собой аллохтонные коры выветривания.

Дресвяники– породы с брекчиевой текстурой, средне-крупнодресвяной структурой. Кварц составляет 5-15%, полевые шпаты 5-20%, вулканиты элгэтэйской свиты размером 2-10 мм - 50-70%. Цементирует алевролитовая масса железисто-гидрослюдистого, глинисто-гидрослюдистого состава.

Конгломераты темно-розовые имеют неяснослоистую текстуру, крупногалечную структуру. Галька кварца составляет 35-75%, плагиоклазы – 10-15%, калишпаты 5-8%, галька трахириолитов, трахидацитов, гнейсов 10-30%, обломки минералов апатита, рудных, пироксена, ильменита, циркона 10-20%. Обломки размером 0,5-5 мм имеют плохую окатанность. Цемент составляет 10-20%. По структуре он регенерационный, соприкосновения, контактный, по составу гидрослюдисто-кварцевый, железистый.

Гравелиты по текстуре, составу обломков и типу цемента не отличаются от конгломератов. Структура гравелитов псефитовая, размер обломков средней и плохой окатанности – 0,5-2,5 мм.

Песчаники могут быть разделены на полевошпат-кварцевые, аркозовые и полимиктовые. Все они отличаются неяснослоистыми текстурами, псаммитовыми структурами – для полевошпат-кварцевых песчаников – крупно-среднезернистыми, других – мелко-среднезернистыми. Полевошпат-кварцевые песчаники состоят на 50-85% из кварца, 10-25% из полевого шпата (из них калиевого шпата – 5-10%), 3-10% из пород (риолитов, пегматитов, гнейсо-гранитов). В качестве акцессорных встречаются циркон, апатит, пироксен, ортит, рудные. Окатанность зерен плохая. Гидрослюдисто-серицитовый цемент составляет 5-15%, его структура регенерационная, поровая, пленочная, соприкосновения.

Песчаники аркозовые состоят из кварца (60-70% объема) и полевого шпата (30-35%), в том числе калишпата 10-15%. Породы составляют 0-3% (кварциты, гнейсы). Окатанность зерен плохая и средняя. Поровый, регенерационный, пленочный цемент составляет 10% объема породы и состоит из кварца, серицита, гидрослюды.

Песчаники полимиктовые состоят из кварца (30-50%), полевого шпата (5-15%), обломков пород (трахириолитов, гнейсов, базальтов, диабазов) – 15-25%. К акцессорным минералам относятся апатит, циркон, рутил. Окатанность зерен плохая. Цемент составляет 5-40% объема породы. Он имеет железистый, хлоритовый, серицитово-гидрослюдистый состав; пленочную, базальную, поровую, регенерационную структуру.

Туфоалевролиты буро-красные имеют тонкослоистую текстуру, алевролитовую структуру. Кварц составляет 15-25%, остальной материал является цементом глинисто-гидрослюдистого состава.

Аргиллиты бурые имеют неяснослоистую текстуру, пелитовую структуру. Кварц составляет 15-30%, полевой шпат 1-5%, железисто-глинистый, железисто-глинисто-гидрослюдистый цемент – 65-80%.

Базальты субщелочные оливиновые имеют массивную, реже миндалекаменную текстуру. Структура пород интерсертальная, микроофитовая, офитовая. Вкрапленники плагиоклаза составляют 3-20%, пироксена 0-3%, оливина 1-5%, биотита 0-3%. Плагиоклаз вкрапленников имеет N 50-56, основной массы – N 45-52. Основная масса состоит из плагиоклаза (40-50%), моноклинного пироксена 20-30%, ромбического пироксена – 0-5%. Акцессорные минералы представлены апатитом, шпинелью, магнетитом – все вместе до 10-12%, стекло – 5-10%. По оливину и пироксену развиваются псевдоморфозы серпентина, иддингсита, боулингита, хлорита и рудных.

Лейкобазальты субщелочные оливиновые – при несколько более светлой окраске имеют аналогичные с базальтами текстуры и структуры. Вкрапленники плагиоклазов составляют 5-30%, пироксенов 0-3%, оливина 1-5%, биотита 0-3%, стекло вулканическое 5-10%. Плагиоклаз во вкрапленниках имеет N 50-62, плагиоклаз основной массы N 42-54. Основная масса состоит из плагиоклаза 50-65% моноклинного пироксена 5-30%, ромбического пироксена 0-5%. По оливину и пироксенам развиваются вторичные минералы. Базальты в подошве потоков являются комковатыми, пузыристыми с редкими обломками кварцитовидных пород расплывчато-вытянутой формы.

Из вышеперечисленного описания видно, что на территории Улканского прогиба распространены самые разнообразные вулканические и осадочные породы. Среди вулканических пород преобладают массивные эффузивы кислого состава повышенной щелочности. Вулканокластические образования встречаются в пределах отдельных вулканоструктур. Осадочные породы относятся исключительно к терригенным и занимают подчиненное положение в составе вулканических свит. Терригенно-вулканогенные образования бириндинской свиты встречаются только в пределах прогиба и, вероятно, сформировались в условиях перехода площади к платформенному режиму развития.

 

Литература 

1. Войнова И.П., Заболотников А.А., Забродин В.Ю. и др. Геологические формации. – М: Недра, 1982, т. 1.

2. Вулканические пояса Востока Азии (под ред. А.Д.Щеглова). М: Наука, 1984.

3. Гамалея Ю.Н., Забродин В.Е., Коген В.С. Раннесинийские вулканогенно-осадочные отложения юго-восточной части Алданского щита (бассейн р. Учур) // ДАН СССР, 1963. т. 152, N3. С. 690-692.

4. Гамалея Ю.Н., Минц Н.Б. О находке игнимбритов в докембрии Алданского щита // Геология и геофизика, 1967. N 12. С. 100-112.

5. Гамалея Ю.Н., Громов В.В., Тархова М.А. Геологическая карта СССР м-ба 1:200000. Сер. Джугджурская, лист N-53-I. Объяснительная записка. М.: Недра, 1969. 88с.

6. Гамалея Ю.Н. Об абсолютном возрасте гранитоидов Улканского плутона // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1968. N 2. С. 35-40.

7. Гамалея Ю.Н. Формационный анализ и история развития юго-восточной части Сибирской платформы в докембрии // Геотектоника, 1968. N 6.

8. Горошко М.В. Основные черты тектоники и металлогении Улканского вулканогенного прогиба Алданского щита // Тихоокеанск. геология, 1991. N 4. С. 78-85.

9. Гурьянов В.А., Корсаков Л.П. Стратиграфия нижнего докембрия юго-восточной части Сибирской платформы. / Стратиграфия нижнего докембрия Дальнего Востока. Владивосток: ДВО АН СССР, 1990. С. 18-30.

10. Даминова А.М. Петрография магматических горных пород – М: Недра, 1967.

11. Логвиненко Н.В. Петрография осадочных пород. М: Высшая школа, 1974.

12. Малеев Е.Ф. Вулканиты. М: Недра, 1980.

13. Половинкина Ю.Ир. Структуры и текстуры изверженных и метаморфических пород. Ч. 1,2 – М: Недра. 1966.

14. Шенкман Я.Д. Объяснительная записка к государственной геологической карте СССР масштаба 1:200000. Лист 0-53-ХХХII. 1982.