 |
с поверхности грунта на исследуемой территории
|
|
|
|
с поверхности грунта на исследуемой территории
На каждом участке устанавливалось от 5 до 22 точек измерения ППР с поверхности грунтов. Кроме того, в пределах каждого участка ручным буром бурились 2― 4 шпура, диаметром 120 мм, в которых выполнялись полевые измерения удельной активности радионуклидах в грунтах. Также на каждом участке в 5 точках выполнялись измерения мощности амбиентного эквивалента дозы гамма-излучения.
Результаты исследований показывают, что плотность потока Rn с поверхности грунта в исследуемом районе несколько повышена (таблица 1, рисунок 2). Особенно это касается участков, расположенных на песчаных грунтах, для которых характерны низкие значения удельной активности Ra, не более 21 Бк/кг (таблица 2). При этом значения ППР с поверхности песков здесь составляют в среднем по участкам от 57, 0 до 74, 2 мБк/(м2 · с), а в отдельных точках достигают 94 мБк/(м2 · с), что превышает фоновые значения, характерные для участков сложенных песчаными грунтами на территории Восточно-Европейской платформы [4]. Так, например, на участке, удалённом от зоны Ошмянского разлома (оз. Большие Швакшты), сложенном слаборадиоактивными песками, значения плотности потока Rn не превышают 24 мБк/(м2 · с). В целом, плотность потока Rn возрастает по профилю по мере приближения к зоне пересечения Ошмянского и Западно-Островецкого разломов независимо от удельной активности Ra в грунтах.
Таблица 1 ― Параметры распределения ППР на участках исследований
| Параметр распределения | Участок | |||||
| Среднее арифметическое, мБк/м2с | 57, 0 | 70, 6 | 74, 2 | 71, 8 | 43, 4 | 16, 4 |
| Среднее геометрическое, мБк/м2с | 54, 6 | 69, 3 | 72, 8 | 69, 3 | 42, 3 | 15, 5 |
| Медиана, мБк/м2с | 57, 0 | 72, 0 | 77, 0 | 79, 5 | 44, 5 | |
| Стандартное отклонение, мБк/м2с | 11, 5 | 15, 3 | 15, 0 | 19, 0 | 9, 8 | 6, 2 |
| Минимум― максимум | 40― 70 | 54― 92 | 47― 94 | 35― 90 | 27― 59 | 10― 24 |
| Стандартное относительное отклонение | 0, 21 | 0, 22 | 0, 20 | 0, 24 | 0, 23 | 0, 38 |
|
|
|
Отмеченные особенности поля ППР с поверхности грунтов могут быть обусловлены активизацией Ошмянского разлома в современном поле напряжений. Вместе с тем, необходимо отметить, что в поле значений плотности потока Rn не выявлено контрастных аномалий, характерных для зон повышенной раздробленности и трещиноватости горных пород, где происходит активный вынос Rn конвективными газово-жидкими флюидными потоками.
Таблица 2 ― Удельная активность естественных радионуклидов и 137Cs в грунтах на глубине до 0, 5 м
и МАЭД гамма-излучения
| Участок | Состав грунтов | МАЭД, мкЗв/ч | Удельная активность радионуклидов, Бк/кг | |||
| 226Ra | 232Th | 40K | 137Cs | |||
| песок | 0, 10 | 21 ± 7 | 14, 5 ± 2, 7 | 280 ± 88 | < 6, 0 | |
| суглинок | 0, 11 | 34 ± 14 | 17, 0 ± 4, 5 | 340 ± 103 | < 6, 0 | |
| песок | 0, 11 | 20, 8 ± 5 | 12, 5 ± 2, 3 | 220 ± 60 | < 5, 0 | |
| суглинок | 0, 12 | 38 ± 14 | 19, 2 ± 4, 3 | 310 ± 92 | 8, 0 ± 4, 2 | |
| суглинок | 0, 12 | 51 ± 12 | 20 ± 4 | 360 ± 113 | < 7, 0 | |
| песок | 0, 10 | 18, 5 ± 4 | 10, 8 ± 2, 5 | 215 ± 65 | < 5, 0 | |
| |
| |
| |
| |
Рисунок 2 ― Результаты измерения ППР на участках 1 ― 4, мБк/(м2 · с).
15 ПАЛЕОГЕОДИНАМИКА ДЕВОНСКОГО МАГМАТИЗМА
ПРИПЯТСКО-ДНЕПРОВСКО-ДОНЕЦКОЙ РИФТОВОЙ ЗОНЫ
Припятско-Днепровско-Донецкая рифтовая зона включает Припятско-Днепровско-Донецкий палеорифт, его северное и южное плечи, также нарушенные разломами, поэтому проявления девонского синрифтового вулкано-магматизма встречены как в пределах палеорифта, так и на его плечах. В пределах палеорифта они изучены в северо-восточной части Припятского грабена и на Брагинско-Лоевской седловине, на Черниговско-Брагинском выступе, в западной и центральной частях Днепровского грабена в нормальном залегании и в восточной части грабена в виде блоков диабазов в брекчии кепрока соляных массивов. На северном плече палеорифта они отмечены на Жлобинской седловине, в Северо-Припятской зоне ступеней и на Гомельской структурной перемычке на западе и на юго-восточном склоне Воронежской антеклизы на востоке, на южном плече ― только на востоке в пределах Приазовского выступа на границе с Донбассом. Наиболее древние проявления девонского вулкано-магматизма позднеживетско-раннефранского возраста изучены на Приазовском массиве, западнее на Белоцерковском выступе в центральной части Днепровского грабена они имеют раннефранский возраст, в меньшей степени ― евлановско-ливенский и елецкий, в западной части Днепровского грабена и в сопредельной части Черниговско-Брагинского выступа ― в основном алатырско-воронежско-евлановский и лебедянско-данковский, более слабые проявления отмечены в евлановско-ливенских и задонско-елецких отложениях. На Брагинско-Лоевской седловине и в северо-восточной части Припятского грабена проявились евлановско-ливенская, елецкая и петриковско-лебедянская фазы вулкано-магматизма, на северном плече в пределах Гомельской структурной перемычки и Северо-Припятской зоны ступеней ― воронежско-евлановская и елецкая, на Жлобинской седловине ― раннеречицкая [1, 3].
|
|
|
Отмечается последовательное омоложение начальных фаз вулканизма по простиранию рифтовой зоны от среднедевонского времени на востоке в Донбассе до раннефранского времени на западе в Припятской зоне рифтогенеза и последовательное омоложение фаз вулканизма в Припятской зоне рифтогенеза с севера на юг с одновременным снижением основности пород от ультраосновного на северном плече палеорифта до кислого магматизма на юге Припятского прогиба в тремлянскую фазу тектоно-магматической активизации.
Такие особенности проявления девонского магматизма в Припятско-Днепровско-Донецкой рифтовой зоне обусловлены геодинамическими закономерностями её формирования
Заложение в среднем девоне к югу от Восточно-Европейской плиты задугового палеокеанического бассейна Палео-Тетис ― II привело к нарушению гравитационного равновесия в земной коре и течению пластичного вещества её нижней части на юг в сторону океана. Фронт течения двигался на север, пока не встретил на своём пути ослабленную осевую зону Сарматского щита. На фронте течения произошел разрыв литосферы. Это привело к изотермической декомпрессии и селективному плавлению вещества астеносферы, его гравитационнму всплыванию и образованию выступа (астеносферного диапира или астенолита), прорыву в зоне разрыва части вещества астеносферы в подошву земной коры и образованию астенолинзы (коромантийной смеси). Сформировалась двухъярусная система континентального рифтогенеза. Её последующее развитие предопределило особенности формирования рифта и проявления вулканизма. C начальной фазой рифтогенеза связано первое проявление щелочного ультраосновного магматизма в результате прорыва ультраосновного расплава из астеносферы в земную кору и на поверхность. Последующие фазы вулканизма были связаны с процессами кристаллизационной гравитационной дифференциации ультраосновного расплава в астенолинзе в основании земной коры.
|
|
|
Фронт течения пластичного вещества нижней части земной коры в сторону океана Палео-Тетис-II достиг ослабленной осевой части Сарматского щита прежде всего на востоке в живетское время, где в это время и проявилась первая фазу вулканизма в пределах Приазовского массива и в южной части Донбасса в зоне Южно-Донецкого краевого разлома. Западнее, по мере удаления осевой части Сарматского щита от океана Палео-Тетис II, фронт течения приходил с запозданием и в средней части Днепровского рифта в районе Белоцерковского выступа первая фаза рифтогенеза и вулканизма проявилась в начале среднего франа в саргаевское, а в западной части Днепровского грабена и на востоке Черниговско-Брагинского выступа ― во вторую половину среднего франа в семилукское время. В западной, Припятской части рифтовой зоны рифтогенез и вулканизм начались в начале позднего франа в речицкое (бурегское или алатырское) время.
|
|
|
В первую фазу платформенного рифтового вулканизма в результате эксплозивной вулканической деятельности сформировалась щелочно-ультраосновная формация трубок взрыва. На востоке рифтовой зоны в районе Южно-Донецкого краевого разлома это брекчии ультраосновных пород (пикритовых порфиров, лимбургитов, авгититов, псевдолейцитовых и нефелиновых базальтов), пород фундамента (гранитов, гнейсов, диабазов, амфиболитов), обломки осадочных пород (известняков, песчаников, углистых и глинистых сланцев), а также зёрна кварца и полевого шпата (петровская толща). Содержание осадочного материала в брекчиях изменяется от 40 до 80 % и достигает 99 % в бречиях существенно кварцевого состава. Содержание обломков фундамента изменяется от 5 до 40 %. Для магматических пород характерно низкое содержание SiO2 (27― 33 %), высокое содержание Ti и низкое ― щёлочей при преобладании K над Na [1]. По-видимому, описанные вулканиты выполняют трубки взрыва. Они приурочены к зоне пересечения краевым Южно-Донецким разломом зоны глубинного Кальмиус-Айдарского разлома субмеридионального простирания протерозойского заложения и длительного развития.
В средней части Днепровского грабена на Белоцерковском выступе в зоне Южного краевого разлома изучена среднефранская (саргаевско-семилукская) щелочно-ультраосновная ― щелочно-базальтоидная магматическая формация. Она образована сложным комплексом пород: серпентенизированные и карбонатизированные оливиниты, слюдяные перидотиты, пироксениты, порфировые пикриты, анкаратрит-пикриты, анкаратриты, малиньиты, мельтейгиты, ийолиты, лимбургиты, нефелиновые и лейцит-нефелинеовые базальты, нефелиниты, лейцититы, нефелиновые лейцититы, щелочные (санидиновые и нефелин-санидиновые) базальты. Вулканиты Белоцерковского выступа сформировались в зоне пересечения палеорифтом Криворожско-Кременчугского глубинного разлома субмеридионального простирания [3]. Более молодые вулканиты здесь отсутствуют. В западной части Днепровского грабена и в восточной части Черниговско-Брагинского выступа саргаевско-семилукские вулканические породы слагают нижнюю часть мощной нижней вулканогенной толщи, имеющей в верхней большей части позднефранский возраст.
В западной части Припятско-Днепровско-Донецкой рифтовой зоны первая фаза магматизма проявилась в начале позднего франа в речицкое время в поднятом крыле Жлобинского краевого разлома мантийного заложения, ограничивающего с севера рифтовую зону. Здесь бурением изучены трубки взрыва Жлобинского поля диатрем в составе Антоновского, Лучинского, Гадиловичского и Рогачевского кустов. Диатремы в их верхней кратерной части сложены вулканокластическими, преимущественно эксплозивно-обломочными породами кратерной и жерловой фаций вулканизма (туфы, туфобрекчии, ксенотуфы, ксенотуфобрекчии), в низах кратерной части они чередуются с массивными брекчированными лавовыми породами, ниже вскрыты массивные трещиноватые и брекчированные магматические микрокристаллические породы субвулканических тел (некки и дайки). Слагающие трубки породы относятся к трём семействам щелочного ряда: щелочным пикритам, мелилититам и ультраосновным фоидитам. Породы в разной степени изменены вплоть до полного замещения вторичными продуктами [2]. Породы щелочные и высококалиевые (отношение К2О/Na2O изменяется от 0, 9 до 30). Родоначальные магмы этого вулкано-магматического комплекса имеют мантийную природу и являются продуктами плавления вещества верхней мантии на глубинах не менее 50― 80 км. На это указывает высокое содержание Mg и отношение Ni/Co, характерное для мантийных образований, а также наличие ксенолитов шпинелевых перидотитов, типичных для верхних беспироповых фаций глубинности верхней мантии. Повышенная кремнекислотность (41, 71 %) и пониженная магнезиальность (13, 9 %) фоидитов и их обогащённость элементами, характерными для остаточных расплавов, свидетельствуют о процессах фракционирования по механизму гравитационной кристаллизационной дифференциации [4]. Жлобинское поле диатрем приурочено к участку пересечения субширотного Жлобинского мантийного разлома, ограничивающего с севера зону рифтогенеза с субмеридиональной неотектонически активной Брагинско-Витебской зоной разломов древнего заложения и длительного развития, которая входит в состав трансплитного Лапландско-Нильского линеамента.
|
|
|
Таким образом, возраст первой фазы девонского рифтового вулканизма Припятско-Днепровско-Донецкой рифтовой зоны омолаживается с востока на запад (от раннефранского на востоке, среднефранского в центре и до начала позднего франа на западе) в связи с последовательным продвижением рифтогенеза от Палео-Тетиса внутрь платформы в процессе формирования входящего авлакогена. Щелочно-ультраосновная формация трубок взрыва сформировалась в результате эксплозивного вулканизма в первую фазу рифтового вулканизма при довольно быстром поступлении ультраосновного расплава из астенолита с глубины 50― 80 км. Магматические породы следующих фаз вулканизма являются продуктами кристаллизационной гравитационной дифференциации ультраосновного расплава в астенолинзе под палеорифтом на глубине 35― 45 км и менее. Очаги магматизма приурочены к участкам пересечения рифтовых разломов субмеридиональными зонами разломов, которые и являются магмопроводящими. Ввиду малой (до 80 км) глубины выплавки девонских магматических пород в Припятско-Днепровско-Донецкой рифтовой зоне не было условий для образования алмазоносных кимберлитов и лампроитов, поскольку алмазы высокобарические минералы и формируются на глубине 150 км и более.
|
|
|
