На основании интерпретации геотермических, сейсмотомографических, сейсмических, геоэлектрических, гравиметрических и магнитометрических данных выявлены основные особенности глубинного строения области сочленения двух литосферных плит: Евразиатской и Амурской. Вдоль профиля, пересекающего область сочленения, построена комплексная геолого-геофизическая модель. Литосфера в данном сечении представляет собой слой переменной мощности от 100 до 170 км со слоисто-блоковой структурой. По модельным построениям выделены четыре субгоризонтальных уровня возможных горизонтальных литосферных перемещений. На основании полученной модели выполнена геодинамическая интерпретация, результаты представлены в виде двухмерной и трехмерной кинематических схем геодинамических сил, действующих в пределах литосферного слоя. Предложен вариант палеогеодинамической реконструкции области сочленения плит.

В статье рассматриваются геологическая позиция, состав и петрогенетические механизмы формирования редкометалльно-гранитных систем Прибайкалья и Алтая, сопровождающихся эльванами и онгонитами. Показано, что в этих регионах формирование редкометалльно-гранитных систем с эльванами и онгонитами отвечает этапу повышенной проницаемости земной коры и литосферы, связанной с рифтогенными сдвигово-раздвиговыми обстановками. Геохимические особенности редкометалльных гранитов, эльванов и онгонитов свидетельствуют о том, что главными факторами формирования этих специфических рудоносных расплавов являются: 1) глубокая дифференциация родоначальных гранитных магм в глубинных камерах, 2) активное взаимодействие остаточных кремнекислых расплавов, имеющих повышенную или высокую редкометалльность, с флюидами и/или расплавами - дериватами мантийных магм с плюмовыми характеристиками. Особое место в статье уделено анализу роли фосфора при формировании эльвановых и онгонитовых расплавов.

Кокпектинский дунит-троктолит-габбровый массив Кемпирсайской офиолитовой ассоциации Южного Урала относится к кумулятивным полосчатым комплексам второго типа и сопоставляется по вещественному составу с полосчатыми комплексами офиолитовых ассоциаций Семайла, Папуа-Новой Гвинеи, Кубы и ряда других. Он, как и другие составляющие кемпирсайской офиолитовой ассоциации, формировался в условиях задугового надсубдукционного рифтогенеза. Породы массива содержат ксенолиты гипербазитов и апобазальтовых амфиболитов с реликтами базальтоидного состава. В зоне эндоконтакта базальтоиды преобразованы в роговики, а сами габброиды приобретают такситовую текстуру. Эти данные свидетельствуют об интрузивной, более поздней, природе габброидов Кокпектинского массива по отношению к другим комлексам кемпирсайской офиолитовой ассоциации. Тем самым природа кемпирсайской офиолитовой ассоциации может быть объяснена моделью деплетирования одного и того же мантийного субстрата с образованием разновременных базальтоидных и субпикритоидных раcплавов. Вероятнее всего, на первом этапе становления этой ассоциации из неистощенного мантийного субстрата выплавлялись богатые некогерентными элементами базальтовые магмы толеитового типа, из которых и формировались вулканиты осадочно-вулканогенного и базальт-метадиабазового комплексов. На следующем этапе частично деплетированный мантийный субстрат подвергся вторичному, более продвинутому плавлению с образованием низкощелочных, низкотитанистых и высокоглиноземистых субпикритоидных расплавов, продуктом кристаллизации которых явился Кокпектинский плутон. Моделирование процесса формирования этого массива с использованием программы «Pluton» показало, что модель одноактного внедрения не воспроизводит всех особенностей изменения состава пород по разрезу. При этом для корректного моделирования необходимо привлечение моделей, учитывающих поступление нескольких порций магмы в магматическую камеру, при этом состав порций внедряющихся магм может не соответствовать интегральному или средневзвешенному составу разреза массива.

В статье рассмотрены микроструктуры, литологические ассоциации и условия образования различных морфологических типов строматолитов из рифейских отложений Байкитской антеклизы. Наиболее распространены в разрезе строматолитовые ламиниты, в которых широко развита специфическая фиброзная микроструктура. Формирование строматолитовых построек происходило в пределах карбонатной платформы в перитидальных (самая верхняя часть сублиторали, литораль и супралитораль) обстановках. Описанные микроструктуры являются дополнительным аргументом в пользу предположения о нижне-среднерифейском возрасте карбонатных комплексов Байкитской антеклизы.

Установлена латеральная зональность в размещении разностей хромит-платинометальных руд уральского типа. В апикальной части дунитовых ядер массивов проявлен наиболее ранний, хромитовый подтип иридиево-платиновых руд, формирующий многочисленные небольшие и разобщенные гнездо- и штоко- трубообразные рудные тела с пятнисто-петельчатыми и брекчиевидными текстурами. В приапикальных частях дунитовых тел находятся маломощные протяженные зоны каемчатых жил с пятнисто-прожилково-вкрапленной и полосчатой текстурами - дунитовый подтип платиновых руд. В периферических частях дунитовых тел, в зонах контакта с клинопироксенитами, присутствуют жильные тела пироксенит-пегматитов (дунит-пегматитов) с хром-титаномагнетитовыми и палладиево-платиновыми рудами, обладающими вкрапленно-петельчатыми, сидеронитовыми и брекчиевидными текстурами - пегматитовый подтип платинометальных руд. Россыпеобразующая способность платинометальных руд уральского типа к заключительным стадиям их формирования резко падает. В целом, образование и преобразование хромит-платинометальных руд уральского типа происходило в рамках постмагматического этапа их эволюции.

Скарново-медно-порфировые D1 2-D2 1 Гумешевское (Средний Урал) и C1-2 Тарутинское (Южный Урал) месторождения резко отличаются от собственно медно-скарнового D1 2-D2 1 Промежуточного месторождения (Турьинское рудное поле, Северный Урал) интенсивным развитием метасоматической карбонатизации ретроградного этапа. Для всех месторождений характерны поздние карбонатные жилы. Наблюдается достаточно четкое обособление полей карбонатов медно-скарнового и скарново-медно-порфировых месторождений по величине 13С (соответственно -6,3…-3,5 и -3,4 …+1,0 ‰) и 18О (соответственно +10 …+12 и +12…+20 ‰). Карбонаты Гумешевского месторождения образуют отчетливый тренд на диаграмме 13С-18О от мрамора в сторону «магматического» кальцита. Установлена хорошая прямая зависимость между величиной 13С и 87Sr/86Sr отношением в карбонатах из жил выполнения Гумешевского месторождения. На графике 87Sr/86Sr-13С в нижней части линии регрессии находится «магматический» кальцит (13С = -6,9 ‰, 87Sr/86Sr = 0,70378±4), а в верхней - поле мрамора (13С = +2,3 ‰, 87Sr/86Sr = 0,70784±2). Образование карбоната связано с флюидом, образовавшимся в результате активного взаимодействия ювенильного флюида с мраморами и соответствующего изменения его состава (изотопное смешение) при очень сильном влиянии мраморов на изотопный состав флюида.

КРАТКИЕ СООБЩЕНИЯ
На основании количественного анализа 230 шлифов, изготовленных из образцов, пропитанных окрашенной смолой под давлением, установлены строение и условия формирования пустотного пространства в коллекторах нефтегазоносной толщи юго-востока Западно-Сибирской плиты. Объектом исследования явились карбонатные и кремнистые коллекторы верхнепалеозойского возраста, а также песчаники юры и нижнего мела. Формирование современного облика пустотного пространства в верхнепалеозойских коллекторах обусловлено условиями седиментации, дизъюнктивной тектоникой, магматической деятельностью и постседиментационными преобразованиями. Основными процессами, способствовавшими увеличению первичного пустотного пространства, послужили растворение (выщелачивание), метасоматоз и трещинообразование. Пустотно-поровое пространство в терригенных коллекторах образовалось благодаря сложному взаимодействию процессов седиментогенеза, диагенеза, катагенеза и наложенного эпигенеза. Первичные седиментогенные межзерновые поры определили основную емкость коллекторов, а растворение, перекристаллизация и трещинообразование способствовали созданию внутризерновых пор, микропор перекристаллизованного цемента и трещин.

В работе представлено описание экспериментально измеренных спектров электронного парамагнитного резонанса (ЭПР) исходных и прогретых образцов высокоглиноземистых пород Гайского колчеданного месторождения, месторождения Куль-Юрт-Тау (Южный Урал) и проявлений высокоглиноземистых пород на хребте Малдынырд (Приполярный Урал). Породы представлены как массивными, так и сланцеватыми разностями и в разных соотношениях содержат кварц, пирофиллит, диаспор, дистен, каолинит, бемит, серицит, хлоритоид, хлорит, карбонаты. Обычно высокоглиноземистые породы колчеданных месторождений Урала рассматриваются как крайние члены ряда кислотного выщелачивания, образованные в процессе гидротермальной поствулканической деятельности по кислым магматическим породам [Зайков и др., 1989; Удачин, 1990]. В данной работе практически во всех образцах с этих месторождений установлено присутствие захороненного органического вещества по спектрам ЭПР углеродных радикалов, что может свидетельствовать об осадочном происхождении данных высокоглиноземистых пород. Полученные результаты находятся в согласии с гипотезой образования высокоглиноземистых пород за счет обогащения алюминием глинистых осадков в понижениях морского дна [Михайлов, 1988] в результате разгрузки кислых термальных вод.

Литологически граница перми и триаса выражена очень определенно сменой угленосных пермских отложений на безугольную толщу триаса. Сама граница представлена корой выветривания расположенной в 2-3 метрах выше верхнего угольного пласта перми. Столь же определенно и на том же уровне выражена граница и по петрографическим и по палеонтологическим данным. В частности, в обломочных отложениях на контакте перми и триаса наблюдается повышенное содержание кварца и кремнистых пород (до 42 %). Вблизи границы полностью вымирают пермские двустворки, и уже в 5-10 метрах выше верхнего угольного пласта появляются гастроподы и Unio-образные раковины, отсутствовавшие в перми. В 2-х метрах выше верхнего угольного пласта состав конхострак меняется на уровне родов и семейств, они становятся крупными (до 7-7,5 мм), и их биостратономические признаки резко изменяются.

В МИРЕ КНИГ