Удский осадочный бассейн

Удский осадочный бассейн (УОБ) расположен в зоне сочленения Станового блока Северо-Азиатского кратона, Монголо-Охотского орогенного пояса и Галамского террейна Охотско-Корякского орогенного пояса (рис. 6.2). Бассейн имеет линейную форму, простираясь в субширотном направлении от р. Зея до Охотского моря на расстояние около 500 км при ширине от 30 до 100 км. Он резко асимметричен с крутым южным бортом и пологим северным (рис. 6.3).

Рис. 6.2. Структурно-тектоническая схема Удского бассейна (по: Лишневский, Землянов, 1972, с изменениями и дополнениями).

1 – Становой блок Северо-Азиатского кратона; 2 – выходы на поверхность структурных комплексов Монголо-Охотского, Охотско-Корякского орогенных поясов, Шевлинского и Баладекского террейнов; 3 – граница Удского бассейна по контуру эффузивных и осадочных верхнеюрско-нижнемеловых континентальных образований; 4 – изогипсы поверхности доверхнеюрских образований, в м; 5 – контур распространения неоген-четвертичных отложений; 6 – линия профиля, показанного на рис. 6.3. Крестом отмечена точка определения теплового потока, 80 мВт/м²

Рис. 6.3. Геолого-геофизический профиль через западное крыло Удского бассейна (по: Лишневский, Землянов, 1972, с дополнениями и исправлениями). Расположение линии профиля см. на рис. 6.2.

1 – рыхлые преимущественно неоген-четвертичные отложения; 2 – нижнемеловые эффузивы среднего состава; 3 – верхнеюрско-нижнемеловые терригенные отложения; 4 – метаморфизованные песчано-сланцевые породы верхнего карбона – нижней перми; 5 – метаморфизованные песчано-сланцевые турбидиты нижней юры; 6 – нижнепротерозойские гнейсы; 7 – нижнепротерозойские гранитоиды; 8 – нижнепротерозойские габбро и габбро-диориты; 9 – разрывные нарушения; 10 – кривая остаточных аномалий силы тяжести; 11 – кривая магнитных аномалий; 12 – плотность пород, принятая при расчетах; 13 – величина вычисленного гравитационного эффекта при принятых значениях плотностей и положении гравиактивных границ

Размеры и очертания, а также название рассматриваемого бассейна разными исследователями трактуются по-разному. Нередко этот бассейн называют Зейско-Удским или подразделяют на Верхне-Зейский и собственно Удский прогибы, разделенные в верховьях р. Уда так называемым Дуругинским порогом, где глубина залегания фундамента не превышает 500 м, а мощность осадочных пород бассейна составляет всего 1 км. Иногда Удский бассейн называют Боконской впадиной.

По геофизическим данным (Лишневский, Землянов, 1972), в осевой части западного крыла УОБ с запада на восток выделяются Дутканское, Сирикское и Амканское погружения фундамента до глубины 3000 м. Фундамент восточного крыла прогиба значительно менее погружен, чем западного. В осевой зоне здесь также выделяются сравнительно опущенные участки (с запада на восток): Анамтыджанский, Бульбурекский, Чогарский и Боконский. На побережье Удской губы фундамент прогиба залегает на глубине лишь немногим более 500 м. Судя по строению приохотской части северо-западного крыла прогиба, осевая зона Удского прогиба протягивается под водами Охотского моря примерно параллельно хр. Прибрежный.

Согласно данным Л.М. Парфенова (1983) и Б.А. Натальина (1991), УОБ относится к преддуговым прогибам по отношению к Удско-Мургальской дуге. По нашему мнению, такая интерпретация приемлема только для северо-восточной части бассейна. В целом же бассейн по своей геодинамической эволюции гибридный, тесно связанный с геодинамическим развитием региона.

Глубинное строение

О составе фундамента можно судить лишь по обрамлению УОБ. С севера и запада по системе разломов он ограничен архей-протерозойскими гранитно-метаморфическими образованиями Станового блока Северо-Азиатского кратона. С юга, также по системе разломов, бассейн ограничен палеозойско-мезозойскими террейнами Монголо-Охотского орогенного пояса, Шевлинским и Баладекским террейнами Станового блока Северо-Азиатского кратона.

Гравиметрические и аэромагнитные съемки, а также изучение физических свойств горных пород, проведенные ДВГУ и ВНИИГеофизика в 1960-е годы, позволили составить представление о глубинной структуре прогибов и характере залегания фундамента (Лишневский, Землянов, 1972). Мощность коры в УОБ составляет 36–37 км. В одном пункте измерен тепловой поток, достигающий довольно высокой цифры – 80 мВт/м².

На фоне общего пониженного гравитационного поля отмечается несколько небольших положительных аномалий. Одна из них отвечает выходам на поверхность кембрийских пород Шевлинского выступа. Вторая совпадает с Мильканским массивом основных и ультраосновных пород и полем верхнеюрских отложений, указывая на погребенное продолжение Мильканского массива и на его возможную связь с Гербиканским. Несколько положительных аномалий располагается у побережья Охотского моря. Они протягиваются параллельно береговой линии, прерываясь лишь к северу от устья р. Уда. Далее к северо-востоку простирание краевой части максимума совпадает с хр. Прибрежный.

Контуры западного крыла бассейна не отражаются в гравитационном поле, за исключением южного борта, примерно совпадающего с полосой повышенных градиентов силы тяжести. К северу от этой полосы располагается интенсивный субширотный гравитационный минимум. Совпадение юго-запад- ной части минимума с выходами верхнеюрских–нижнемеловых отложений указывает на то, что к востоку от них фундамент прогиба круто погружается. К северу от прогиба фундамент залегает неглубоко, и гравитационные аномалии отображают главным образом его петрографические неоднородности.

Стратиграфия

Стратиграфическая последовательность УОБ начинается с верхнего триаса, накоплению которого предшествовал на большей части рассматриваемой территории значительный перерыв. Верхний триас (норий) распространен в основном по краю Шевлинского террейна, в бассейне среднего течения р. Шевли, и представлен морскими песчаниками, алевролитами и грубообломочными породами устьмильканской толщи. Установлено налегание базальных конгломератов верхнего триаса на девонские породы. Выше они перекрыты тонкополосчатыми глинистыми сланцами и глинистыми сланцами с прослоями конгломератов. Общая мощность верхнего триаса 1000 м. Ведущая норийская ископаемая фауна – кораллы, брахиоподы, двустворки (Роганов и др., 1999).

В бассейне р. Джегдана найдены также остатки флоры. Юрские отложения, залегающие на верхнетриасовых с перерывом, распространены в обоих бортах УОБ. В южном борту распространены преимущественно терригенные отложения, так же как и триасовые, обрамляющие Шевлинский террейн с юго-запада. В северо-восточном борту распространены преимущественно лавы и пирокластические образования. Стратиграфия юрских отложений УОБ освещена в ряде работ, а их наиболее полная стратиграфическая схема представлена в работе Г.В. Роганова с соавторами (1999) и приведена ниже.

В северо-восточной части бассейна первые излияния андезитов, андезито-дацитов, дацитов и их туфов Удско-Мургальской дуги произошли в ранней юре, что подтверждается находками плинсбахской флоры в осадочных отложениях, переслаивающихся с вулканитами. Общая мощность толщи 1300 м (Решения…, 1994).

В бассейне р. Бол. Суникан на алевролитах верхнего триаса с признаками углового несогласия залегает огдолокская толща песчаников с прослоями алевролитов и редкими линзами конгломератов и гравелитов. В средней части разреза толщи отмечены мощные слои зеленовато-серых неравномерно окрашенных туфопесчаников. По фаунистическим данным возраст отложений оценивается как позднеплинсбахский–раннетоарский.

На огдолокской толще залегают мелко- и среднезернистые, часто туфогенные песчаники с маломощными прослоями конгломератов и гравелитов, образующие кенрикскую толщу (аален–байос). Основание разреза этих отложений изучено по р. Мал. Суникан, где на алевролитах нижнего тоара с размывом, но без углового несогласия, залегают грубообломочные породы мощностью около 20 м.

В бассейне р. Бол. Суникан разрез средней юры наращивает суниканская толща (около 800 м) батского возраста, сложенная однообразными мелкозернистыми серыми, зеленовато-серыми песчаниками и «узорчатыми» туфопесчаниками с редкими прослоями алевролитов и маломощными (до 1 м) линзами мелкогалечных конгломератов.

В междуречье Шевли–Гербикан и на правобережье р. Гербикан в основании разреза верхней юры выделяется урманская толща (оксфорд), залегающая с резким угловым несогласием на палеозойских отложениях Галамского террейна Охотско-Корякского орогенного пояса и породах Баладекского террейна Станового блока Северо-Азиатского кратона. Толща богата ископаемыми органическими остатками (Роганов и др., 1999), но в целом преобладают двустворки, находки головоногих моллюсков единичны и приурочены к верхней половине ее разреза.

В междуречье Урми–Гербикан на урманской толще без признаков углового несогласия залегает близкая ей по составу устьэтматинская толща, в основании разреза которой присутствует горизонт валунно-галечных конгломератов мощностью 100 м. Фаунистический комплекс толщи позволяет предположить ее кимериджский возраст.

На устьэтматинской толще без видимого несогласия, но с мощным (около 100 м) выдержанным по простиранию пластом конгломератов в основании залегает иликанская толща разнозернистых песчаников и грубообломочных пород с подчиненными им пластами алевролитов, аргиллитов, каменных углей, известняков и ракушняков. Толща насыщена остатками двустворок (Роганов и др., 1999), среди них преобладают бухииды, характеризующие волжский ярус. Волжский возраст толщи подтверждается также находками аммонитов.

Разрез мезозоя Удского прогиба венчают чередующиеся морские и континентальные отложения тохикан-макитской толщи – конгломераты, гравелиты и песчаники с прослоями алевролитов, аргиллитов и каменных углей. Эта толща известна только в междуречье Тохикан–Гербикан и на правобережье р. Гербикан, где она согласно подстилается отложениями волжского яруса. За нижнюю границу толщи принята подошва мощного (50–70 м) пласта средне- и крупногалечных конгломератов. Верхние ее горизонты срезаны Тохиканским разломом, по которому отложения Удского прогиба соприкасаются с выступом раннедокембрийского фундамента, сложенным гранитоидами тохиканского комплекса. В толще не менее 7 пластов конгломератов и гравелитов мощностью от 4 до 70 м, разделенных пачками песчаников с пакетами ритмично чередующихся песчаников, алевролитов и аргиллитов. В песчаниках верхней части разреза часто наблюдается косая слоистость. Среди аргиллитов встречаются углистые разновидности, с которыми иногда ассоциируют каменные угли, образующие прослои мощностью до 2,3 м. Фаунистический и спорово-пыльцевой комплексы толщи позволяют определить ее возраст как волжско-берриасский (Роганов и др., 1999).

В мелу центр седиментации сместился на север. По окраине Станового блока вдоль р. Уда накапливалась боконская свита, подразделенная на две подсвиты (Решения…, 1994). Нижнебоконская подсвита (100–500 м) сложена конгломератами, гравелитами, песчаниками, алевролитами и углистыми аргиллитами. Верхнебоконская подсвита (200–650 м) сложена песчаниками, гравелитами, алевролитами и углистыми аргиллитами. По остаткам растений возраст свиты в целом – поздний берриас–ранний баррем.

После непродолжительного перерыва накопилась аптская (Решения…, 1994) толща конгломератов, гравелитов и алевролитов мощностью 400–500 м, венчающая разрез Удского бассейна в восточной части. В западной части после длительного перерыва накапливались верхнемеловые галечники с песком, вскрытые рядом углепоисковых скважин.

Кайнозойские отложения наиболее распространены и лучше изучены в западном крыле бассейна. По данным В.А. Барвенко и А.П. Сорокина, олигоценовые осадки с размывом перекрывают верхнемеловые породы в южной части впадины, а на ее северном пологом крыле с размывом залегают на коре выветривания метаморфических образований зоны Становика–Джугджура. Мощности отложений меняются от 500 м и более на юге до 100–150 м на севере (рис. 6.4).

Рис. 6.4. Схема литолого-стратиграфической корреляции разрезов палеогеновых и неогеновых отложений западного крыла Удского бассейна.

1 – галечник; 2 – песок с галькой; 3 – гравийник; 4 – песок; 5 – алеврит; 6 – алевролит; 7 – глина; 8 – углистая глина; 9 – уголь; 10 – каолинизация пород; 11 – кора выветривания пород фундамента; 12 – номера буровых скважин

Обстановки осадконакопления

В позднем триасе в пределах УОБ в условиях обширной трансгрессии преобладала обстановка эпиконтинентального неглубокого моря с обильным бентосом, лишь на отдельных участках (бассейн р. Джегдана) установлены континентальные осадки с остатками флоры и углистыми прослоями (Геологическое строение..., 1984). Нижние два яруса нижней юры отсутствуют, что отражает, видимо, глобальную регрессию этого времени.

Нижне-среднеюрские мелководно-морские отложения характеризуются терригенным составом – от конгломератов до алевролитов с примесью туфогенного материала, суммарной мощностью около 5000 м, с частыми перерывами в разрезе. На северо-востоке УОБ формировалась толща андезитов, дацитов и туфов с прослоями осадочных пород, углистых сланцев, содержащих плинсбахскую флору. Видимо, в это время уже существовали зачаточные вулканические дуги. Основной областью сноса служил Становой блок, в меньшей мере – Монголо-Охотский орогенный пояс, о чем свидетельствует состав обломочной фракции полимиктитовых песчаников. Псефитовый материал конгломератов и гравелитов триаса, нижней и средней юры представлен преимущественно яшмами, кремнисто-глинистыми сланцами, эффузивами основного состава, алевролитами, габброидами и ультраосновными породами (Роганов и др., 1999).

Среднеюрская коллизия Буреинского супертеррейна со Становым блоком Северо-Азиатского кратона обусловила перерыв в седиментации, перестройку рельефа, активизацию вулканизма с формированием Удско-Мургальской вулканической дуги, после чего темпы седиментации существенно возросли, и в преддуговом прогибе накопилась верхнеюрская терригенная толща мощностью 3500 м (а по р. Гербикан – 6000 м), содержащая обильную ископаемую фауну аммонитов, двустворок и растительные остатки. В районе устья рек Лантарь и Немуй верхнеюрские отложения залегают на эродированной поверхности среднедевонских и протерозойских отложений, что свидетельствует о широком размахе глобальной трансгрессии. В позднеюрских конгломератах в составе обломочного материала наблюдаются разнообразные граниты (от 35 до 66 %), анортозиты и габбро-анортозиты (от 6 до 18 %), яшмы (5–10 %), кварцитовидные породы (до 7 %), андезиты (до 6 %), базальтоиды (до 7 %), риолиты (до 5 %), гнейсы (2 %), гнейсо-граниты (3 %) и метаморфические сланцы (3–4 %).

Волжско-берриасские отложения характеризуют границу суша–море, где морские отложения чередуются с континентальными отложениями дельт рек и озер. Областью сноса служил в основном Становой блок, поскольку формировались главным образом аркозовые песчаники, а в обломках конгломератов преобладали гранитоиды.

Вулканогенный тип разреза средней–верхней юры, представленный джелонской свитой, детально изучался в 1987 г. (Красилов и др., 1992). Авторы отмечают, что нижняя часть разреза (150 м) сложена вулканитами, средняя (760 м) – туфогенным флишем (переслаивание темно-серых песчаников и алевролитов), а верхняя (около 33 м) – пачками туфогенного флиша, разделенного слоями песчаников, туфов, конгломератов. По всему разрезу отмечаются прослои углей мощностью до 30 см, количество которых увеличивается в верхней части. Обнаружено пять флороносных слоев. Присутствие в разрезах типичных склоновых осадков, углей, растительных остатков позволяет реконструировать обстановку периодически заболачивающегося озерного бассейна. По систематическому составу флоры В.А. Красилов проводит аналогии с буреинской флорой средней–поздней юры, однако ископаемая флора джелонской свиты беднее, что свидетельствует об относительно холодном климате.

В целом же состав нижнеджелонской угленосной свиты весьма неустойчив, количество пластов и прослоев угля, углистых аргиллитов, как и их мощности, резко изменяются как по падению, так и по простиранию. Так, на р. Мая-Половинная насчитывается до 12 пластов углистых аргиллитов мощностью от 0,01 до 0,7 м. Северо-восточнее встречено 10 пластов углистых аргиллитов мощностью от 1,5 до 2,5 м. На юго-западе УОБ в верховьях ключа Сородо обнаружено всего 2 сближенных пласта угля мощностью 2,1–3,65 м.

В начале мела море окончательно покинуло эту территорию, и береговая линия сместилась к востоку.

Берриас-барремская боконская свита сложена континентальными грубообломочными отложениями с подчиненными алевролитами, углистыми аргиллитами, редкими пластами угля и обильными остатками флоры. Мощность ее 1000–1200 м. Пласты угля и углистого аргиллита мощностью от 0,05 до 0,5 м приурочены к верхнебоконской подсвите. Обилие конгломератов, содержащих крупную хорошо окатанную гальку джугджурского гранито-гнейсового комплекса, свидетельствует о существенном обновлении рельефа и формировании крупной речной системы. Более тонкозернистые осадки и угли характеризуют условия периодически возникавшей заболоченной поймы. Подобные континентальные отложения (конгломераты, гравелиты, алевролиты) продолжали накапливаться после небольшого перерыва и в апте, а затем следует длительный перерыв в седиментации преимущественно до олигоцена.

В западном крыле бассейна есть сведения о песчано-галечных отложениях позднего мела, вскрытых одной из скважин. В восточной части УОБ вулканические толщи накапливались до середины сеномана, после чего наступила длительная пауза.

Кайнозойская седиментация, начавшаяся в олигоцене, хорошо изучена в западном крыле бассейна, где были пробурены мелкие скважины (см. рис. 6.4). Здесь исследованы минералы тяжелой фракции песчаников, определен состав глин. В наиболее глубоких скважинах в погруженных частях впадин вскрыта позднеолигоценовая алеврито-глинистая пачка озерных отложений, фациально замещающаяся к краям впадины пачкой разнозернистых песков с прослоями глин и алевритов мощностью более 100 м. Выше несогласно залегает нижне-среднемиоценовая дутканская свита глин, алевритов, песков, бурых углей мощностью до 260 м. В ней четко выделяются две пачки, каждая из которых в основании представлена песками руслово-пойменной фации, сменяющимися выше глинисто-алевритовой болотно-озерной фацией с пластами бурого угля фации торфяных болот. В основании обеих пачек наблюдается размыв.

Вышележащая верхнемиоценовая темнинская свита мощностью до 130 м с размывом залегает на дутканской и представлена чередованием серых глин, алевритов, песков с прослоями бурых углей и лигнитов. Породы нередко каолинизированы. К бортам впадины количество песков в разрезе свиты увеличивается. Осадки относятся, видимо, к озерно-аллювиальным фациям. Венчает кайнозойский разрез плиоценовая аргинская свита мощностью до 340 м, с размывом залегающая на темнинской и представленная преимущественно аллювиальными песками разной размерности, галечниками, алевритами и глинами.

Тектоника и геодинамика

Тектоническими ограничениями УОБ являются разломы Джугджурский и Северо-Удский или Прибрежный на северо-западе и Улигданский и Ланский (Северо-Тукурингрский) на юге. Характер движений по разломам и контуры бассейна на разных этапах истории его развития менялись. В целом центр седиментации смещался к северу.

По результатам гравиметрических исследований (Лишневский, Землянов, 1972) в центральной части прогиба мощность позднеюрско-мелового осадочного чехла не менее 3000 м, а общая мощность геологического разреза – до 10–11 км.

Юго-восточная, более опущенная, часть бассейна сложена преимущественно верхнетриасовыми и нижне-среднеюрскими морскими песчано-сланцевыми и груботерригенными отложениями, на которых залегают верхнеюрские прибрежно-морские и пресноводно-континентальные угленосные отложения, а также нижнемеловые вулканогенные и грубообломочные образования. В северо-западной половине прогиба отложения древнее верхней юры не выявлены.

В разрезе УОБ выделяется четыре структурных яруса, разделенных несогласиями. Первый (нижний) структурный ярус представлен отложениями позднего триаса. Они образуют моноклиналь с падением слоев на северо-запад под углами от 25 до 60°, которая осложнена широкими пологими симметричными складками.

Нижне-среднеюрские и среднеюрские отложения второго структурного яруса слагают в бассейне р. Шевли пологую брахисинклинальную складку северо-западного простирания шириной 20 км и длиной 50 км с углами падения слоев на крыльях от 10 до 30°.

Отложения третьего структурного яруса (верхняя юра–валанжин) в междуречье Урми–Галам образуют моноклиналь протяженностью около 85 км и шириной 20–25 км с наклоном слоев в северо-западном направлении под углами 15–40°. По разломам, осложняющим моноклиналь, на дневную поверхность выведены блоки баладекского интрузивного комплекса. На правом борту р. Шевли этот ярус образует простую брахисинклиналь шириной около 10 км, ось которой ориентирована на северо-запад.

Четвертый ярус, сложенный континентальными вулканогенными и терригенными образованиями нижнего мела (боконская и ее возрастной эквивалент – мериконская свиты), обнажается в придолинной части бассейна р. Уда, где образует брахисинкинальную структуру субширотного – северо-восточного простирания длиной более 170 км и шириной до 30 км.

В юрско-меловых вулканогенных толщах Удского вулканического пояса выделяются две региональные системы пологих складок (Морин, 1997). Первая, раннемеловая, система ориентирована вдоль простирания пояса, совпадая с направлением складчатости в прилегающих участках фундамента. Вторая, позднемеловая, ориентирована вкрест простирания пояса. Крылья складок обеих систем осложнены складками более высоких порядков. Описаны также приразломные складки, свидетельствующие о левосдвиговых перемещениях по разломам, ограничивающим пояс. Изучение дизъюнктивных дислокаций Западного Приохотья, в том числе УОБ, позволило установить (Морин, 1997) неоднократные смены ориентировки деформирующих напряжений в мелу–кайнозое. Но во всех случаях активные тектонические усилия были субгоризонтальными. При перестройке системы смещений по разломной сети определяющую роль играли изменения вида напряженного состояния, а не направления стресса (Морин, 1997).

Таким образом, вырисовывается сложная геодинамическая эволюция УОБ, обусловленная его позицией сначала на южной пассивной окраине Шевлинского и Баладекского террейнов Северо-Азиатского кратона (поздний триас–средняя юра), а затем в шовной постколлизионной зоне вдоль Монголо-Охотской сутуры. Северо-восточная часть бассейна с ранней юры представляла собой преддуговой бассейн, формировавшийся перед фронтом Удско-Мургальской дуги. В итоге сформировался составной (гибридный) осадочный бассейн. Этапы его палеотектонического развития, реконструированные в работе Л.М. Парфенова (1983), показаны на рис. 6.5. В конце средней юры после среднеюрской коллизии Станового блока и Буреинского супертеррейна как следствие субдукции плиты Изанаги начали формироваться собственно окраинно-континентальный Удской вулканно-плутонический пояс субширотного простирания и связанный с ним преддуговой озерный бассейн, представлявший северный борт УОБ. Южный же борт формировался как передовой прогиб перед фронтом монголо-охотских чешуй, надвигавшихся на Становик, что хорошо видно на рис. 6.3. Морской режим здесь сохранялся до конца юры, когда и накопилась основная толща осадков УОБ.

Рис. 6.5. Палеотектонические разрезы Удского и Торомского осадочных бассейнов (Парфенов, 1983).

1 – конгломераты и гравелиты; 2 – песчаники; 3 – алевролиты и глинистые сланцы; 4 – вулканиты среднего состава; 5 – вулканиты кислого состава; 6 – гранитоиды; 7 – вулканы; 8 – субаэральные образования; 9 – нижнедокембрийские кристаллические образования; 10 – образования эвгеосинклинального типа; 11 – образования миогеосинклинального типа; 12 – океаническая кора; 13 – субдукционный комплекс; 14 – разломы

С позднего берриаса начались сдвиго-раздвиговые дислокации, приведшие к перестройке рельефа и накоплению грубообломочной боконской свиты и нижнемеловых вулканитов. Подобные движения повторялись и в позднем мелу (Морин, 1997), но не сопровождались седиментацией. В кайнозое преобладали растяжение и сдвиго-сбросовые движения по разломам, ограничивающим кайнозойские депрессии.

--Boris 16:41, 19 мая 2016 (VLAT) Г.Л. Кириллова

Монография "Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России"