Амуро-Зейская угленосная площадь
Общие сведения. Амуро-Зейская площадь приурочена к Верхне-Амурскому и Амуро-Зейскому мезозойским прогибам. Площадь вытянута вдоль левобережья р. Амура от устья р. Шилки (за пределами Амурской области) до устья р. Ольги, охватывая на востоке бассейны среднего течения рек Зеи и Деп. На севере она ограничивается южными склонами хребтов Янкан, Тукурингра и Джагды и располагается в пределах Сковородинского, Шимановского и Зейского административных районов.
В геологическом отношении Амуро-Зейская угленосная площадь изучена слабо. Углепроявления здесь известны на отдельных участках, освещенных поисковыми и разведочными работами различной детальности. На площади выделены два угольных района: Верхне-Амурский в западной части площади и Зейский — в восточной.
Стратиграфия. В геологическом строении рассматриваемой площади участвуют домезозойские, мезозойские (морские и угленосные) и кайнозойские осадочные и изверженные породы. Верхняя часть разреза мезозойской толщи представлена пресноводно-континентальными отложениями верхней юры, верхней юры — нижнего мела и нижнего мела.
Верхняя юра сложена осадочными породами, распространенными в западной части Амурской области (Верхне-Амурский угленосный район). Большинством исследователей эти отложения разделяются на две свиты: Е.Е. Краснянской в 1958 г. на песчаниковую (нижняя, 1500—1800 м) и албазинскую (верхняя, 1100 м), О.М. Логвиновым и М.С. Нагибиной в 1958 г. на осежинскую и толбузинскую свиты; А.И. Фрейдиным в 1960 г. верхнеюрские отложения выделены в среднюю (2200 м) и верхнюю (400 м) подсвиты усманковской свиты. Г.И. Степанов в 1958 г. расчленяет эти отложения на три толщи: 1) разнозернистых полимиктовых и туфогенных узорчатых песчаников (1000 м); 2) средне- и мелкозернистых полимиктовых песчаников, глинистых и алеврито-глинистых песчаников с растительными остатками (2000 м); 3) средне- и мелкозернистых полимиктовых песчаников (400 м).
В Зейском угленосном районе (восточная часть Амурской области) верхнеюрские образования разделены на две свиты: нижнюю, ураловкинскую безугольную (1250 м) и верхнюю, аякскую слабоугленосную (900—1500 м), сопоставляющуюся с албазинской свитой. По литологическим признакам они представлены осадками переходных фаций от прибрежно-морских к пресноводно-континентальным.
В целом слабоугленосная аякская свита сложена преимущественно аркозовыми и полимиктовыми разнозернистыми песчаниками, реже туфогенными и известковистьши. В верхней части разреза встречаются пачки, характеризующиеся частым чередованием тонкозернистых песчаников с маломощными прослоями аргиллита, углистого аргиллита и алевролита, пластами и пропластками (3—13) каменного угля. Они имеют сложное строение и общую мощность от 0,03 до 1,5 м. Пластов каменного угля рабочей мощности в свите не встречено.
В нижней части разреза аякской свиты В. Ф. Зубковым найдена верхнеюрская морская фауна, представленная Meleagrinella ex gr. echinaia Sow. и Oxytoma sp. indet. (определения Е.П. Брудницкой); встречена пресноводная фауна, которая также указывает на позднеюрский возраст осадков аякской свиты (определения Г.Г. Мартинсона).
В албазинской (осежинской) и частично аякской свитах собраны многочисленные отпечатки растений, не противоречащие фаунистическим данным.
Нерасчлененные отложения верхней юры — нижнего мела представлены пресноводно-континентальными отложениями, залегающими согласно на албазинской (осежинской) и аякской свитах верхней юры.
Наиболее угленасыщенная нижняя часть верхней юры — нижнего мела в Верхне-Амурском районе выделена в толбузинскую свиту. В Зейском районе она описана под названием депской свиты с разрезами, хорошо сопоставленными между собой.
Депская, или толбузинская, овита представляет собой частое переслаивание полимиктовых песчаников от грубо- до тонкозернистых, алевролитов, аргиллитов с пластами каменных углей и углистых аргиллитов. Изредка отмечаются также мелко- и среднегалечниковые конгломераты, туфы и туффиты. По литологическим особенностям и характеру угленосности свита подразделена на три неравновеликих подсвиты: нижнюю (продуктивную), среднюю (безугольную) и верхнюю (продуктивную).
Нижняя подсвита мощностью 100—400 (?) м сложена песчаниками средне- и грубозернистыми, реже тонкозернистыми, по составу полимиктовыми, иногда аркозовыми, маломощными слоями алевролитов и аргиллитов с пластами углистых аргиллитов и высокозольных тощих углей мощностью от 0,1 до 0,75 м. Конгломератовидные песчаники и конгломераты, а также известковистые породы имеют здесь подчиненное значение.
Средняя подсвита (1000 м) представлена в основном полимиктовыми и аркозовыми песчаниками средне- и грубозернистыми с линзами конгломератов и (очень редко) с прослоями алевролитов. От нижележащей и перекрывающей подсвит средняя подсвита отличается наличием более грубообломочных пород и отсутствием прослоев и пластов углей и углистых аргиллитов. Содержание известковистых разностей пород в средней подсвите значительно большее, чем в нижней подсвите.
Верхняя подсвита (300—900? м) состоит главным образом из аркозовых песчаников разной крупности зерна с подчиненными слоями мелкогалечных конгломератов, алевролитов, аргиллитов и туффитов, содержащих пласты спекающихся каменных углей с повышенной зольностью. В отличие от нижней подсвиты, верхняя содержит в большем количестве грубообломочные породы и более угленасыщена. В ней вскрыта серия пластов и пропластков каменного угля, в том числе шесть пластов угля рабочей мощности (Грязный, Великан, Конгломератовый, Двойничок, Щербаковский и Тонкий). Пласты и прослои каменного угля сложного строения, не выдержаны по мощности и качеству угля. Угли верхней подсвиты, в отличие от нижней, менее мета-морфизованы и менее зольные.
Возраст свиты установлен по отпечаткам растительных остатков. Мощность свиты 1400—2300 м.
Выше толбузинской свиты (и ее аналога депской) согласно залегает широкопадинская свита в Верхне-Амурском угольном районе, соответствующая молчановской свите в Зейском угольном районе. Эти свиты отличаются от нижележащих минералого-петрографическим составом пород, меньшей угленасыщенностью, более простым строением угольных пластов, меньшей зольностью углей, по марочному составу относящихся к длиннопламенным и газовым.
Широкопадинская, или молчановская, свита (выделена Е.Е. Kpacнянской в 1958 г.) представлена мощными слоями аркозовых и тюлимиктовых средне- и грубозернистых, реже тонкозернистых песчаников с частыми маломощными прослоями конгломератов и гравелитов. Алевролиты и аргиллиты встречаются редко. Для рассматриваемых свит характерно возрастание угленосности с запада на восток. На Толбузинском участке Верхне-Амурского района свита содержит несколько маломощных прослоев углистого аргиллита. По направлению на восток углистые аргиллиты постепенно сменяются пластами каменного угля. На Ольгинском участке, наряду с углистыми аргиллитами, широкопадинская свита содержит три пласта каменного угля мощностью от 0,2 до 2,2 м. Далее на востоке (в Зейском угольном районе) молчановская свита содержит 42 пласта каменного угля мощностью от 0,04 до 3,0 м; на отдельных участках шесть пластов с хорошим качеством угля имеют мощность от 0,6 до 2,5 м. Пласты угля не устойчивы по площади и имеют сложное строение.
Увеличение угленосности широкопадинской и молчановской свит с улучшением качества угля в направлении с запада на восток и северо-восток дает основание предполагать наличие невскрытых участков с перспективной угленосностью в бассейнах рек Деп, Зеи и Тыгды, на площади между Верхне-Амурским и Зейским угольными районами.
Мощность широкопадинской свиты 1500 м, а молчановской в восточной части Зейского угленосного района до 800 м.
Нижний мел представлен пресноводно-континентальными отложениями, выделенными в Зейском угленосном районе в верхнемолчановскую, а в Верхне-Амурском — в перемыкинскую свиту.
Верхнемолчановская (перемыкинская) свита, залегая на эродированной поверхности широкопадинской свиты, имеет мощность 800 м; она сохранилась только на Западно-Покровской площади Депского месторождения. Свита сложена в нижней части крупногалечными конгломератами, в верхней — тонкозернистыми песчаниками, алевролитами, пластами каменного угля нерабочей мощности. Всего в свите вскрыто 14 угольных пластов мощностью от 0,1 до 0,5 м.
В юго-западной части площади Зейского угленосного района пресноводно-континентальные отложения мела погружаются под покровы рыхлых неогеновых осадочных пород. Здесь они выделены под названием перемыкинской свиты мощностью 1500—2000 м. В долине среднего течения р. Тыгды и верховья р. Сиваки свита изучалась М.Т. Бегунковым в 1954 г. по разрезам буровых скважин. Она залегает на глубине от 4 до 115 м и представлена переслаивающимися полимиктовыми и аркозовыми песчаниками от мелко- до крупнозернистых, реже алевролитами, аргиллитами и туффитами с прослоями мелкогалечных конгломератов. В некоторых местах обнаружена пресноводная фауна, по мнению М.И. Мандельштама характеризующая раннемеловой возраст свиты. На этот возраст указывают и растительные остатки (определения М.М. Кошман).
Некоторые различия в минералого-петрографическом составе слагающих свиты пород, а также в структуре угольных пластов и качества угля объясняются особенностями фациальных условий формирования угленосных горизонтов и различным петрографическим составом пород областей сноса, которые были разными для Верхне-Амурского и Зейского районов.
Тектоника. Амуро-Зейская угленосная площадь приурочена к крупным кулисообразно расположенным мезозойским прогибам широтного простирания: Верхне-Зейскому и Зейскому, разделенным Гонжинским конседиментационным выступом кристаллических пород. Угленосные отложения, выполняющие прогибы, интенсивно дислоцированы на рубеже между средней и поздней юрой, в начале раннего мела и в позднем мелу. Раннемеловые движения проявились преимущественно в широком развитии дизъюнктивных нарушений, сопровождавшихся интенсивным вулканизмом. Процессы складкообразования продолжались в неоген-четвертичное время. Таким образом, в складчатой структуре угленосных формаций Амуро-Зейской угленосной площади присутствуют четыре структурных этажа с различной степенью дислоцированными отложениями, разделенными между собой угловыми несогласиями.
Нижне-среднеюрский структурный этаж слагают морские осадочные отложения (песчано-алевролитовая свита и ее аналоги), наиболее интенсивно дислоцированные и прорванные интрузиями кислого состава. Осадки омяты в широкие синклинальные складки северо-восточного субширотного простирания с крутыми углами падения пород на крыльях. В бассейне р. Уркан прослеживается южное крыло крупной синклинали с моноклинальным падением на север под углом 60—65°. В северной части рассматриваемой площади отложения нижней и средней юры обнажаются в бассейнах рек Смутная, Уруша, Ольдой, Бол. Невер, Керак, Буринда, слагая северо-западное крыло широкой синклинали с падением пород на юго-восток под углами от 35 до 50°. Последующими дизъюнктивными нарушениями крыло разбито на многочисленные блоки.
Верхнеюрский — нижнемеловой структурный этаж включает отложения песчаниковой, осежинской, албазинской, толбузинской, широкопадинской и перемыкинской свит. Он развивался в условиях дифференцированных движений и внутри него, предполагается структурное несогласие между широкопадинской и перемыкинской свитами.
Нижнемеловой структурный этаж составляют вулканогенные образования талданской (эффузивной) свиты. Она образует широкие коробчатые синклинальные складки субширотного простирания, разделенные узкими и крутыми антиклиналями. Углы падения крыльев синклиналей не превышают 10—20°.
Неоген-раннечетвертичный структурный этаж характеризуется слабо выраженной складчатостью пород этого возраста. Проявившиеся многочисленные разрывные нарушения значительно усложнили тектоническую структуру угленосных формаций.
С разрывными дислокациями связано внедрение многочисленных даек и жил изверженных пород, секущих в различных направлениях осадочную толщу. Среди разрывных нарушений установлены сбросы и надвиги субширотного, северо-западного и северо-восточного простирания; при этом северо-западные разрывы имеют большее развитие по сравнению с другими. Простирание крупных надвигов совпадает с простиранием складчатых структур. Предполагается, что разрывы северо-западного простирания древнее остальных. Амплитуды разрывных нарушений находятся в пределах нескольких сотен метров, а в некоторых случаях они приближаются к 1000 м. Падение поверхностей надвигов (35—40°) направлено чаще на юго-восток. Поверхности сбросов, как правило, имеют углы падения от 70 до 90°. Протяженность сбросов различная от нескольких сотен метров до 25—50 км. Разрывы субширотного и северо-западного простирания в угленосных свитах сопровождаются мощными зонами дробления и брекчиирования.
Источник
Амуро-Зейский бассейн
Амуро-Зейский бассейн расположен в междуречье Амур–Зея, имеет довольно сложные очертания, но в целом слегка вытянут в северо-восточном направлении (рис. 6.31). Длина его около 370 км, ширина – 250 км, а общая площадь – 93 000 км 2 . Большая часть бассейна находится на территории России и лишь незначительная часть – на территории Китая. Узким «перешейком» Амуро-Зейский бассейн связан с бассейном Сунляо.
Рис. 6.31. Структурная схема Амуро-Зейского бассейна (по: Шатков и др., 1984, с упрощением).
1 – контуры бассейна; 2 – границы рифтограбенов; 3 – обнажения фундамента бассейна; 4 – основные разломы; 5 – линия разреза
Интенсивное изучение этого бассейна начато в 1959 г. с целью оценки его перспектив на углеводородное сырье. Здесь выполнен довольно большой объем нефтепоисковых работ, в том числе геофизических (региональные сейсморазведочные работы КМПВ, детальная сейсморазведка MOB, магнитотеллурическое зондирование), вся площадь охвачена гравимагнитной съемкой, а также мелко- и среднемасштабной геологической съемкой; составлены карты потенциальных физических полей, пробурено около 1000 скважин, большей частью картировочных и лишь 70 – глубиной более 500 м.
Проблемы стратиграфии, магматизма, тектоники, нефтегазоносности, интерпретации геолого-геофизических материалов по Амуро-Зейскому бассейну изложены во многих работах, а полная библиография дана в работе Г.Л. Кирилловой (1994).
Содержание
Строение и состав фундамента
В фундаменте Амуро-Зейского бассейна выделяются дорифейский, рифейский, венд-раннепалеозойский, среднепалеозойский, позднепалеозойский и раннемезозойский комплексы, сложенные осадочными, метаморфическими и магматическими породами и разделенные региональными угловыми несогласиями и перерывами осадконакопления (Горбачев и др., 1971; Лишневский, 1968; Шатков и др., 1984; и др.). Важную роль при формировании структур фундамента играли глубинные разломы, которые обусловили раскалывание дорифейского основания и образование крупных выступов и трогов.
В современной структуре преобладают две системы разломов: северо-восточная и северо-западная; а субширотная и субмеридиональная имеют подчиненное значение (см. рис. 6.31).
Первые сведения о глубинном строении Амуро-Зейского бассейна получены гравиметрическими, магнитометрическими и сейсмическими исследованиями 60-х годов XX столетия. Позже, по мере совершенствования методик интерпретации и получения новых данных, были составлены новые структурно-тектонические схемы (Бернштейн и др., 1970; Осадочные бассейны…, 1987; Сорокин, 1972; и др.). Нами взята за основу схема Г.А. Шаткова с соавторами (1984), где показаны основные структурные элементы Амуро-Зейского бассейна (см. рис. 6.31). Комплексное использование геолого-геофизической информации позволило выделить в Амуро-Зейском бассейне пять систем рифтогенных (тафрогенных) впадин, ориентированных в северо-восточном направлении, разделенных поднятиями фудамента.
Системы впадин и поднятий северо-восточного простирания рассечены крупными северо-западными разломами, среди которых есть разломы со значительной сдвиговой составляющей (Шатков и др., 1984).
В целом район Амуро-Зейского бассейна характеризуется дифференцированным магнитным полем мозаичного типа с северо-восточными и субмеридиональными аномалиями. Региональный максимум силы тяжести связан, видимо, с поднятием поверхности Мохоровичича и уменьшением мощности земной коры до 30–34 км. Аналогичные особенности гравитационного и магнитного полей характерны для таких областей рифтогенеза, как бассейн Сунляо, провинция Бассейнов и Хребтов, Западно-Сибирский бассейн и др.
Данные о тепловом потоке по бассейну немногочисленны. Средние значения теплового потока составляют 1,39 ЕТП, температурный градиент 38° С/км, сейсмичность слабая.
Стратиграфия
Данные по стратиграфии Амуро-Зейского бассейна публиковались в ряде работ (Бернштейн и др., 1970; Сорокин, 1972; и др.). Здесь приведена обобщенная стратиграфическая схема (рис. 6.32), основанная на работе (Решения…, 1994).
Рис. 6.32. Схематизированная литолого-стратиграфическая колонка Амуро-Зейского бассейна.
Условные обозначения: 1 – конгломераты; 2 – песчаники; 3 – алевролиты; 4 – глинистые сланцы; 5 – вулканиты разного состава; 6 – туфы; 7 – угли
В основании разреза центральной части Амуро-Зейского бассейна залегает верхнеюрская екатеринославская свита, вскрытая скважинами в наиболее глубоких грабенах (рис. 6.33). По данным А.А. Тимофеева (1966), низы разреза этой свиты (около 100 м) сложены седиментационными брекчиями, состоящими из блоков подстилающих их гранитоидов. Выше они сменяются пачками переслаивания алевролитов, песчаников, гравелитов с пластами пирокластических пород, общей мощностью около 500 м. Венчает разрез свиты пачка переслаивания разнозернистых песчаников, алевролитов и аргиллитов с прослоями туфов (мощность около 260 м). В бортах грабенов свита имеет более грубообломочный состав, чем в центральных частях. Спорово-пыльцевые комплексы из пород екатеринославской свиты позволяют датировать ее волжским ярусом поздней юры.
Рис. 6.33. Схематический разрез Амуро-Зейского бассейна по линии I – I 1 (по: Бернштейн и др., 1970; Шатков и др., 1984; с дополнениями).
Цифрами обозначена плотность пород. Положение линии разреза см. на рис. 6.31.
1 – граниты; 2 – диориты; 3 – гнейсы; 4 – вулканогенно-терригенный комплекс рифтогенной стадии; 5 – комплекс озерно-аллювиальных тонкозернистых пород стадии пострифтового погружения; 6 – комплекс озерно-аллювиальных угленосных отложений стадии сжатия; 7 – разломы: а – достоверные; б – предполагаемые; 8 – скважины
В северо-западной части Амуро-Зейской впадины верхнеюрские образования депской и молчанской свит залегают на морских среднеюрских образованиях с конгломератами и гравелитами в основании, характеризующими новый цикл седиментации (Шарудо, Москвин, 1968). Депская свита представлена песчаниками мелко- и среднезернистыми, содержащими многочисленные прослои алевролитов, аргиллитов, туфов и до 80 пластов каменного угля мощностью до 3 м. Общая мощность свиты достигает 1000 м. Позднеюрский возраст обоснован находками ископаемой флоры. Вышележащая нижнемолчанская подсвита молчанской свиты мощностью 1500 м сложена преимущественно песчаниками с прослоями алевролитов, туфов, конгломератов. Содержит ископаемые остатки позднеюрской флоры, а также около 40 пластов и прослоев угля мощностью от 0,04 до 4,25 м.
Нижнемеловые отложения в центральной части Амуро-Зейского бассейна И.Ф. Горбачевым (1969) разделены на две свиты: итикутскую и поярковскую.
В некоторых районах итикутскую свиту (берриас–валанжин) удается разделить на две подсвиты: нижнюю, мощностью до 1000 м, сложенную песчаниками, алевролитами, аргиллитами, конгломератами с остатками ископаемой флоры, и верхнюю, мощностью более 300 м, сложенную риолитами, андезитами и их туфами. В крупных прогибах, как, например, в Лермонтовско-Белогорском, наблюдается заметная литолого-фациальная изменчивость отложений свиты, выражающаяся в преобладании терригенных пород в центральных частях прогибов, а в прибортовых частях преобладают вулканиты, как и в узких прогибах.
В северо-западной части Амуро-Зейского бассейна в берриасе–валанжине накапливались терригенные породы верхнемолчанской и перемыкинской свит, представленные песчаниками, гравелитами, конгломератами, алевролитами, аргиллитами с пластами угля. Мощность варьирует от 500 до 2000 м. Возраст обоснован остатками ископаемых растений.
Поярковская свита (готерив–нижний альб) имеет более широкое распространение, чем нижележащие свиты. Наибольшие мощности отмечены в центральных частях прогибов, где наблюдается согласное залегание. В бортовых частях и на поднятиях отложения поярковской свиты залегают с размывом и конгломератами в основании на всех более древних образованиях.
По литологическим данным, составу флористических и спорово-пыльцевых комплексов поярковская свита разделена на две подсвиты: нижнюю, существенно терригенную с незначительной примесью вулканогенных пород, и верхнюю, преимущественно вулканогенную, с подчиненным количеством терригенных пород. Это наиболее типичное подразделение свиты. Однако следует отметить значительную фациальную изменчивость состава как свиты в целом, так и ее подсвит по простиранию.
В центральных частях прогибов нижнепоярковская подсвита, по данным И.Ф. Горбачева (1969) и А.А. Тимофеева (1966), сложена в нижней части ритмично переслаивающимися мелко- и среднезернистыми песчаниками, алевролитами и аргиллитами (700 м), а в верхней – аргиллитами с редкими прослоями алевролитов (220 м). По краям прогибов в составе подсвиты преобладают вулканиты: андезиты, их туфы, туфобрекчии мощностью 250 м. Встречается и смешанный тип разреза: песчаники, иногда туфогенные, алевролиты, аргиллиты, гравелиты, конгломераты, прослои угля, андезиты, туфы, туффиты. Мощность такого типа разреза составляет 200–450 м. В восточной части бассейна отмечены линзы и прослои пелитоморфных известняков, известковистых песчаников. Готерив-барремский возраст подсвиты обоснован находками ископаемых растений.
Верхнепоярковская подсвита отличается еще большей фациальной изменчивостью, чем нижнепоярковская, особенно в нижней части. Характер фациальных изменений тот же, что и в нижней подсвите. В центральных частях прогибов преобладают аргиллиты, туфопесчаники, алевролиты, гравелиты, конгломераты (мощность подсвиты до 600 м). Ближе к бортам прогибов увеличивается количество вулканитов, появляются прослои угля, на поднятиях вблизи разломов они преобладают при мощности до 300 м. Это андезиты, андезито-базальты, туфы и лавобрекчии кислого и основного состава, риолиты.
Возраст (баррем–ранний альб) основывается на многочисленных находках остатков растений, спор, пыльцы, рыб. Заслуживают особого внимания находки остатков тригониойдесов, характеризующих солоноватоводные условия седиментации. Отложения завитинской свиты (коньяк–кампан) нигде в пределах Амуро-Зейского бассейна не обнажаются и были изучены лишь в кернах глубоких скважин. Залегают они с размывом и перерывом на более древних комплексах, характеризуются отсутствием вулканогенных образований, углей, незначительной фациальной изменчивостью. По сравнению с нижележащими свитами отложения завитинской свиты по площади распространены более широко, но и в этом случае максимальные мощности ее приурочены к центральным частям прогибов (Бернштейн и др., 1970).
Перерыв между поярковской и завитинской свитами на большей части бассейна охватывает верхи альба, сеноман и турон. Лишь в восточной части бассейна все это время продолжалась интенсивная вулканическая деятельность с перерывом на границе альба и сеномана, когда формировались коры выветривания и ископаемые почвы. За это время сформировалась мощная серия (до 1500 м) чередующихся риолитов, трахириолитов, их туфов, игнимбритов, игниспумитов, реже андезитов и их туфов, туфопесчаников и туфоалевролитов.
По литологическому составу и возрасту завитинская свита разделена на две подсвиты. Нижнезавитинская подсвита начинается пачкой серых, зеленовато-серых кварц-полевошпатовых песчаников с обилием гальки кремнистого и кварцевого состава. Выше по разрезу появляются прослои зеленовато-серых алевролитов и аргиллитоподобных глин, слабопесчанистых. Заканчивается разрез подсвиты пачкой черных аргиллитоподобных глин с тонкими прослойками сидерита, а в подошве – слойками бентонитовых глин. В глинах встречено много остатков фауны пелеципод, гастропод, остракод, рыб. Эта пачка там, где она не размыта, может служить надежным маркирующим горизонтом, по которому вполне уверенно можно вести структурные построения и корреляцию разрезов скважин. Мощность подсвиты достигает 300 м.
Разрез верхнезавитинской свиты начинается 20–30-метровой пачкой переслаивающихся алевролитов и песчаников с редкими прослоями аргиллитоподобных глин. В основании подсвиты иногда наблюдается тонкий (0,5 м) слой зеленого и белого кварцевого гравелита. Выше следует пачка (25 м) аргиллитоподобных глин красно-коричневых с прослоями и пятнами зеленых и зеленовато-серых с включениями обломков известняка. Завершается разрез пачкой переслаивающихся алевролитов и аргиллитоподобных глин с подчиненными прослоями песчаника. В пестроцветных глинах встречены ископаемые остатки гастропод, кости животных, а также отпечатки растений, споры и пыльца, позволившие датировать отложения верхней подсвиты в интервале верхнего сантона–кампана.
На размытой поверхности завитинской и поярковской свит, а иногда и на кристаллическом фундаменте залегают широко распространенные отложения цагаянской свиты (маастрихт–даний), имеющие максимальную мощность в центральной части бассейна (до 580 м) и утоняющиеся к краям бассейна. Давно отмечено ее цикличное строение (Горбачев, 1969; и др.), по этому признаку она подразделяется на три подсвиты. Каждый цикл начинается грубозернистыми породами (гравелиты, галечники) и заканчивается тонкозернистыми и глинистыми.
В верхней части верхнецагаянской подсвиты в юго-восточной части бассейна выделяются характерные кивдинские слои, ранее выделявшиеся в ранге свиты (Бернштейн и др., 1970; Камаева, 1990), содержащие мощные пласты бурого угля.
Возраст цагаянской свиты и ее подсвит хорошо обоснован находками ископаемых растений, спор, пыльцы (Камаева, 1990), а также находками костей динозавров.
Палеоген-четвертичные образования Амуро-Зейского бассейна издавна объединяются под названием зейской серии (Бернштейн и др., 1970), сложенной песчано-галечными и глинисто-алевритовыми образованиями общей мощностью до 400 м. Она включает (снизу вверх): райчихинскую свиту (ранний–средний эоцен), залегающую с размывом и конгломератами в основании на кивдинских слоях; мухинскую (олигоцен); бузулинскую (ранний–средний миоцен); сазанковскую (поздний миоцен) и белогорскую (плиоцен-нижнечетвертичные отложения) свиты (Решения…, 1994).
Особенности седиментации, палеографии
Условия седиментации, палеогеографические обстановки мезозоя и кайнозоя Амуро-Зейского бассейна рассматривались в ряде публикаций (Горбачев, 1969; Сорокин, 1972; Тимофеев, 1966; Шарудо, Москвин, 1968; и др.).
Согласно сложившимся представлениям Амуро-Зейский свод в поздней юре раскололся с образованием серии рифтовых долин северо-восточного простирания, быстро заполнявшихся плохо сортированным и слабоокатанным пролювиально-аллювиальным материалом, реже отмечаются озерные фации. Присутствие прослоев туфов свидетельствует о вулканической активности на прилегающих поднятиях. В северо-западной части бассейна позднеюрская континентальная седиментация сменила среднеюрскую морскую. В центральной части Ушумунского прогиба формировались ритмично построенные озерно-болотные пойменные и озерные комплексы фаций, обычно угленосные. По периферии преобладали аллювиальные и лагунно-дельтовые фации. Подобная же обстановка сохранилась в начале раннего мела, следует лишь отметить активизацию вулканизма на поднятиях и по краям рифтов, обусловившую обильное поступление пирокластического материала.
Во время формирования поярковской свиты наиболее тонкообломочные песчано-глинистые озерно-аллювиальные фации накапливались в центральной и северо-западной частях бассейна. Несомненный интерес представляют находки альбских солоноватоводных тригониойдесов (Бернштейн и др., 1970; Шарудо, Москвин, 1968) в верхнепоярковской подсвите, что свидетельствует о проникновении морских вод в Амуро-Зейский бассейн. Тригониойдесы найдены также в альбской кындалской свите Буреинского бассейна, широко распространены на Сихотэ-Алине вплоть до Партизанского бассейна. По устному сообщению китайского палеонтолога Чень Пей Чжи, тригониойдесы найдены и в нижнеальбских отложениях бассейна Сунляо. По-видимому, все это отголоски глобальной нижнеальбской трансгрессии, проникшей далеко в глубь континента. Остается неизученным вопрос распространения морских фаций в это время, их границы, состав.
Фациальная обстановка в позднем мелу несколько изменилась. Темп прогибания снизился, сформировалась обширная озерно-аллювиальная равнина, в пределах которой накапливались ритмично построенные комплексы тонкообломочных осадков с хорошей степенью сортировки и окатанности. Области сноса к этому времени были, по-видимому, выровнены и пенепленизированы, о чем свидетельствует присутствие переотложенных продуктов выветривания в отложениях цагаянской свиты.
Конечная стадия развития Амуро-Зейского бассейна в кайнозое протекала в условиях дальнейшего ослабления тектонических движений и превращения ее во внутриконтинентальную плиту с поверхностью денудационной равнины.
Тектоническая природа и геодинамическая эволюция
Разными исследователями Амуро-Зейский бассейн относился к грабен-синеклизе эпипалеозойской платформы (Горбачев и др., 1971), межгорной впадине (Бернштейн и др., 1970), структурам молодых платформ (Шатков и др., 1984), впадинам на срединных массивах (Осадочные бассейны…, 1987), просто континентальным впадинам или наложенным континентальным впадинам (Геологическая карта…, 1991), внутриконтинентальным рифтогенным бассейнам (Кириллова, 1994). Во всех этих названиях отражены и подчеркнуты те или иные особенности бассейна или одна из стадий развития бассейна.
По мнению большинства исследователей, в строении бассейна выделяются три стадии развития бассейна и соответствующие им три структурных этажа, иногда подразделяющихся на подэтажи: первый этаж включает разнообразные породы фундамента и имеет блоковое строение; второй сложен слабодислоцированными осадочными и вулканогенно-осадочными породами позднеюрско-раннемелового возраста; в строении третьего этажа принимают участие субгоризонтально залегающие верхнемеловые и кайнозойские отложения, которые с угловым несогласием перекрывают образования второго структурного этажа, а в пределах поднятий залегают на породах фундамента.
На продолжении всей истории формирования бассейна важную роль играл тектонический режим, в качестве основных параметров которого для Амуро-Зейского бассейна анализировались амплитуда перемещения по вертикали отдельных блоков земной коры, скорость этого перемещения и контрастность, т. е. различие в характере движения соседних блоков относительно друг друга (Пан, Сорокин, 1975). Достаточно полная компенсированность погружения впадины осадконакоплением позволяет принять амплитуду вертикальных перемещений равной мощности отложений. Высокие скорости седиментации (до 59 м/млн лет) и контрастности тектонических движений (20 м/тыс. км 2 ) фиксируются в раннем мелу (поярковское время) и позднем мелу (цагаянское время), низкие их значения отмечаются в завитинское время (17 м/млн лет и 13 м/тыс. км 2 ) позднего мела и в кайнозое (6 м/млн лет и 4 м/тыс. км 2 ) – времени резкого расширения области седиментации. На фоне колебательного характера изменения во времени скорости и контрастности прогибания впадины наблюдается общая тенденция уменьшения этих величин при одновременном увеличении площади аккумуляции. Изменением параметров тектонического режима объясняется формирование многопорядковой ритмичности в строении озерно-аллювиальных образований (Пан, Сорокин, 1975). Эти исследования весьма ценны для прогнозирования оптимальных геотектонических и гидродинамических режимов для накопления определенных фаций, например озерных, болотных.
По аналогии с китайским бассейном Сунляо (Zhu, 1989) Амуро-Зейский бассейн относится к внутриконтинентальным (внутриплитным) бассейнам комбинированного типа. В его развитии выделяются три главные стадии (см. рис. 6.33): 1) рифтогенная (поздняя юра–ранний альб, екатеринославская, итикутская, поярковская свиты), когда накапливались вулканогенно-терригенные формации общей мощностью 3100 м; 2) стадия пострифтового погружения (коньяк–кампан, завитинская свита), характеризующаяся увеличением площади осадконакопления, накоплением озерно-аллювиальных отложений (глины, алевролиты, песчаники с обильной озерной фауной) мощностью 400 м, и 3) стадия сжатия (маастрихт–кайнозой) с формированием озерно- аллювиальных угленосных осадков мощностью около 600 м (Малышев, Липина, 1994).
В общих чертах к подобному типу бассейнов, по мнению H.D. Klemme (1980), относятся бассейн Северного моря, Западно-Сибирский бассейн. С.С. Busby, R. Ingersoll (1995) в своей работе типичным древним интракратонным бассейном считают палеозойский Мичиганский бассейн, а современным аналогом – бассейн Чад в Африке. Существенную роль на начальных стадиях формирования таких бассейнов, по мнению Н. Okada (2000), играли мантийные плюмы.
—Boris 10:00, 24 мая 2016 (VLAT) Г.Л. Кириллова
Источник