U-Pb ИЗОТОПНЫЙ ВОЗРАСТ ГРАНИТОИДОВ БРЕНЬСКОГО МАССИВА (ВОСТОЧНАЯ ТУВА)

цию, пиритизацию и окварцевание пород. Щелочная флюидомиграция способствует широкому проявлению процессов карбонатизации: кальцитиза-ции, сидеритизации и доломитизации.

Выводы

Установлено, что особенности строения изученного разреза обусловлены сложными процессами формирования осадочных пород - от осадкообразования до нефтегазонакопления.

Детальное изучение литологических, текстурно-структурных и вещественных особенностей пород позволило выделить фациальные обстановки формирования отложений разреза.

Процессы наложенного эпигенеза, проявившиеся на фоне стадиальных преобразований пород и обусловленные процессами углекислотного метасоматоза, сопровождающего миграцию и окисление битумоидов, имели определяющее значение в образовании зон разуплотненных и уплотненных пород.

Интервалы наиболее интенсивного проявления процессов наложенного эпигенеза в породах разреза соответствуют аномальным участкам (отрицательным аномалиям), выделенным по литогеохи-мическим данным и представляющим собой зоны разуплотненных пород, перспективных с позиции возможной локализации в них залежей УВ.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Соколов Б.А., Абля Э.А. Флюидодинамическая модель нефте-газообразования. — М.: ГЕОС, 1999. — 76 с.

2. Лебедев Б.А. Геохимия эпигенетических процессов в осадочных бассейнах. — Л.: Недра, 1992. — 239 с.

3. Ларичев А.И., Рязанова Т.А., Меленевский В.Н. и др. Геохимическая характеристика юрско-мелового разреза восточного

борта Большехетской впадины // Вестник Томского гос. ун-та. — 2003. — Прилож. № 3(11), апрель. — С. 300—302.

4. Столбова Н.Ф., Ненахов Ю.Я. Петрографические и минералогические особенности продуктивных отложений верхнеюрского возраста Вахского месторождения нефти // В кн.: Природо-комплекс Томской области. — Т. 2. Геология и экология. — Томск: Изд-во ТГУ, 1995. — С. 67—73.

УДК 552.321+550.93+550.4

U-Pb ИЗОТОПНЫЙ ВОЗРАСТ ГРАНИТОИДОВ БРЕНЬСКОГО МАССИВА

С.Н. Руднев, А.Г. Владимиров, Е.В. Бибикова*, А.Е. Телешев, П.Ф. Ковалев**

Институт геологии СО РАН. г. Новосибирск. E-mail: rudnev@uiggm.ru *Институт геохимии и аналитической химии им. В.И.Вернадского РАН. г. Москва. E-mail: bibikova@geokhi.ru "Комитет по геологии и использованию недр Республики Тыва (Тувагеолком). г. Кызыл

Впервые U-Pb изотопным методом по циркону получены первые данные о времени формирования "довулканических" и "после-вулканических" гранитоидов, входящих в состав Бреньского массива. Установлено, что U-Pb изотопный возраст "довулканических" гранитоидов составляет 450±5 млн лет (поздний ордовик), "послевулканических" — 385±5 млн лет (ранний девон). U-Pb изотопные оценки возрастов полностью подтвердили ранее сделанные геологические выводы о резком разрыве в возрасте этих магматических образований. Несмотря на то что полученная U-Pb изотопная оценка возраста "довулканических" гранитоидов в пределах аналитической ошибки перекрывается с оценкой U-Pb изотопного возраста предшествующих гранитоидов таннуольс-кого диорит-тоналит-плагиогранитного комплекса (451±5,7 млн лет), они резко отличаются друг от друга по вещественному составу и формационной принадлежности.

Бреньский массив входит в состав крупнейшего в Алтае-Саянской складчатой области (АССО) Ка-ахемского гранитоидного батолита (> 30 000 км2), расположенного в раннекаледонских структурах юго-западного складчатого обрамления Сибирского кратона (рис. 1). До начала 80-х годов XX века, все гранитоиды, входящие в состав Бреньского и ряда других массивов в Восточной Туве, из-за их сходства, вызванного красной окраской (пелитиза-ция калиевых полевых шпатов) и пространственной сопряженностью с фаунистически охарактеризованными вулканитами, относили к раннедевонс-кому вулканоплутоническому бреньскому комплексу, противопоставляя их существенно плагиок-лазовым гранитоидам раннепалеозойского танну-ольского комплекса.

Детальное изучение петрографического состава пород северо-восточной части Бреньского массива и их геологических взаимоотношений с вулканогенными образованиями сайлыгской свиты нижнего девона (см. рис. 1) показало [1], что гранитоиды

бреньского комплекса подразделяются на две раз. " »» / новозрастные группы: довулканическую (додево-

нскую) и "послевулканическую" (девонскую). Выделение двух разновозрастных ассоциаций в составе Бреньского массива имело важное региональное значение не только для Восточной Тувы, но и для АССО в целом, поскольку существенная часть "де-вонотипных" гранитоидных комплексов в этом регионе традиционно относилась к девонским образованиям из-за их состава и характерного облика, хотя данные о разновозрастности бреньского комплекса

51° 20'

96 е

1 2 V V \\\ч 4

-1- 7 < X X X 8 п п 9 10 [450±5 ]

JL ~1Г

Рис. 1. Схема геологического строения Бреньского массива и его обрамления. Составлена по материалам государственных геологических съемок, а также материалов [1, 11] с изменениями и дополнениями авторов: 1) рыхлые отложения, QIUV; 2) красноцветные отложения балгазинской свиты, D3; 3) кварцевые и безкварцевые липаритовые и дацитовые плагио-порфиры, туфы, игнимбриты, андезитовые порфириты сайлыгской свиты, D1-2; 4) вулканогенные отложения туматтайги-нской свиты, С; 5) вулканогенно-терригенно-карбонатные отложения Тувино-Монгольского массива, V-C; 6) "послевул-канический"бреньский граносиенит-гранит-лейкогранитный комплекс, D}; 7) "довулканический" ("сархойский"тип) гра-нодиорит-граносиенит-гранитный комплекс, O3; 8) таннуольский диорит-тоналит-плагиогранитный комплекс, O3; 9) мажалыкский перидотит-пироксенит-габброноритовый комплекс, O; 10) тектонические нарушения; 11) места отбора проб и U-Pb изотопный возраст (млн лет) по циркону. Римскими цифрами в квадратах показаны: I) Бреньский массив, II) Байбалыгский массив, III) Каргинский массив, IV) Бельбейская и V) Балгазинская мульды. На врезке, серым цветом показана площадь распространения гранитоидов Каахемского полихронного батолита. Жирной линией выделена область, где проводились исследования

6

и его аналогов в Восточном Саяне, включая K-Ar и U-Pb датировки, были известны и ранее [2-8].

Актуальна и корректировка представлений о масштабах девонского гранитоидного магматизма. В частности, после проведения П.Ф. Ковалевым геолого-съемочных работ масштаба 1:50 000 на других участках Бреньского массива, а также Каргинс-кого массива, расположенного восточнее, было установлено, что "довулканические" гранитоиды здесь существенно более развиты (>15 000 км2), чем это представлялось ранее. В противоположность этому, площади распространения гранитоидов собственно бреньского ("послевулканического") комплекса существенно сократились и сейчас оцениваются в первые сотни квадратных километров (см. рис. 1). При сопоставлении объемов ранне-среднепалеозойских гранитоидов в тех узлах, где их удавалось разделить по прямым или косвенным данным, показано, что большая часть гранитоидов, прежде считавшихся среднепалеозойскими, в действительности имеет более древний возраст.

По геологическим данным возраст формирова-

М М Г

ния "довулканических" гранитоидов в Бреньском массиве до сих пор рассматривается в интервале от ордовика до силура включительно, что подтверждается прямыми наблюдениями о прорывании грани-тоидов таннуольского комплекса, имеющих возраст 451±6 млн лет, U-Pb метод, циркон [9], а также на-

г• »» м

личию обломков "довулканических" гранитов среди вулканогенных отложений сайлыгской свиты нижнего девона [1, 8]. Возраст гранитоидов собственно /- »» »» бреньского послевулканического комплекса принимался в интервале от нижнего до верхнего девона, поскольку они прорывают вулканогенные отложения сайлыгской свиты (D1) и трансгрессивно перекрываются красноцветными отложениями балгази-нской свиты (D3) [1, 10]. Предшествующие U-Pb, Rb-Sr и K-Ar изотопные исследования, выполненные А.Г. Рублевым по гранитоидам Бреньского массива (район горы Германская шапка) свидетельствуют о сильной нарушенности радиогенных систем. В первом приближении они позволили подтвердить наличие двух рубежей формирования гранитоидов с Т ~ 495...435 млн лет и Т2 ~ 430...345 млн лет.

Цель настоящей статьи - уточнить возраст формирования "довулканических" (додевонских) и "послевулканических" (девонских) гранитоидов Бреньского массива с использованием U-Pb изотопного датирования по цирконам, выделенным из петрографически и геохимически однородных крупнообъемных проб (> 20 кг), которые в свою очередь "привязаны" к геологическим телам с достаточно ясной геологической позицией.

"Довулканические" гранитоиды ("сархойский" комплекс, по П.Ф. Ковалеву) представлены в составе Бреньского, Каргинского, Байбалыгского и ряда других более мелких массивов, которые в совокупности образуют единый плутон с общей площадью более >15 000 км2 (см. рис. 1). По масштабам своего развития они сопоставимы с гранитоидами танну-

ольского комплекса. По данным [1] они подразделяются на несколько петрографических типов:

1) гранодиориты, граносиениты, граниты и аплиты стародумовского типа (преобладающий тип),

2) граниты и лейкограниты эржейского типа и

3) граниты байбалыгского типа. Не останавливаясь на особенностях состава гранитоидов этих типов, отметим, что общими для них признаками являются крупно- и среднезернистое строение с порфиро-видными выделениями полевых шпатов, одинаковый набор породообразующих и акцессорных минералов. Средний минеральный состав: кварц -25...35 %, калиевый полевой шпат (часто микропер-тит) - 15.35, плагиоклаз - 20.30, биотит - 2.4, роговая обманка - 1.2 (иногда до 7.10 % в сильно контаминированных разностях), сфен, апатит, циркон, ортит, магнетит, пирит. По петрогеохимичес-кому составу "довулканические" гранитоиды относятся к породам известково-щелочного ряда повышенной калиевости. В ряду от гранодиоритов к лей-когранитам отмечается закономерное возрастание содержаний К20+№20 (6,5.8,4 мас. %) главным образом за счет увеличения содержаний К20 (2,3.5,4 мас. %). Содержания №20 в породах, в отличие от К20, варьируют незначительно и уменьшаются по мере увеличения кремнекислотности от 4,2 до 3,0 мас. %. При этом №20 преобладает над К20 и лишь в наиболее кислых разностях иногда отмечаются обратные соотношения. На диаграмме 'АЬ-Ап-0г" породы этого комплекса не обнаруживают закономерного тренда ("размытое" поле фигуративных точек, рис. 2), что согласуется с широкими вариациями их петрохимического состава, взаимосогласованного с количественными содержаниями породообразующих минералов, в первую очередь - полевых шпатов. Характерны широкие вариации содержаний КЬ (40.190 г/т), 8г (130.710 г/т) и особенно Ва (380.2200 г/т) даже в пределах одной петрографической группы (интрузивной фазы). По содержанию редкоземельных элементов (РЗЭ) и нормированным по хондриту спектрам их распределения (рис. 3) они характеризуются преобладанием легких РЗЭ над тяжелыми и наличием отрицательного минимума по Ей (ЕРЗЭ = 206.100 г/т; Ьа/УЦ = 12,6.7,7; Еи/Еи\ = 0,9.0,6).

Сравнительный анализ "довулканических" грани-тоидов и гранитоидов таннуольского комплекса показывает, что они существенно отличаются друг от друга. На диаграмме АЬ-Ап-0г (см. рис. 2), фигуративные точки их составов отражают резко дискордантные эволюционные тренды, что свидетельствует о различной петрогенетической природе их формирования.

Для определения возраста "довулканических" гранитоидов была исследована монофракция циркона из порфировидных биотит-амфиболовых грано-диоритов (проба Д1019е), отобранная в северо-восточной части Бреньского массива (район поселка Эржей, см. рис. 1). Монофракция циркона из пробы Д1019е представлена желтыми прозрачными и полупрозрачными короткопризматическими индивидами, которые по своим морфологическим и крис-

таллографическим особенностям указывают на его магматическую природу. Изотопные исследования были проведены по монофракции циркона с размером зерен -100...+90 мкм (фр. 1; см. табл.), в которой содержится некоторая примесь более древней компоненты. Она была удалена предварительным селективным растворением (фр. 2), после чего было получено конкордантное значение возраста 450±5 млн лет (рис. 4). Учитывая магматическую природу исследованного циркона, изотопная дата 450±5 млн лет принимается за возраст кристаллизации "довул-канических " гранитоидов в Бреньском массиве.

Ап

Рис. 2. Диаграмма "Лп-ЛЬ-йг"для гранитоидов таннуольско-го, "довулканического" и "послевулканического" бреньского комплексов.

На диаграмме показаны поля составов: Л) тоналитов, В) гранодиориов, С) адамеллитов, D) трондьемитов, Е) гранитов. Лп — анортит, ЛЬ — альбит, йг — ортоклаз

"Послевулканические" гранитоиды (собственно бреньский комплекс) на современном эрозионном срезе (см. рис. 1), представлены в виде мелких изо-метричных или линейно вытянутых массивов. При картировании они были разделены на две интрузивные фазы, формирование которых проходило в го-модромной последовательности: 1 фаза — гранодио-риты, порфировидные граниты, аляскиты, 2 фаза — гранит-порфиры. Жильные образования представлены микрогранитами, микрогранит-порфирами, гранофирами, риодацитовыми и риолитовыми порфирами, микрогранодиоритами и микрогранитами. По данным А.Е. Телешева [1] и П.Ф. Ковалева, аляс-киты являются наиболее распространенной петрографической разновидностью (~50 %), гранодиори-ты и граниты менее распространены и составляют около 20 %. Породы второй интрузивной фазы составляют приблизительно 30 % от общей площади бреньских гранитов. Минеральный состав главных петрографических разновидностей, %: гранодиори-ты — кварц (25...30), плагиоклаз (45...50), калиевый полевой шпат (15...20), биотит (2...4), амфибол (1...3), циркон, апатит, ортит, сфен, магнетит; аляскиты — кварц (30...35), плагиоклаз (15...20), калиевый полевой шпат (45...55), биотит (2...3), циркон, апатит, сфен, рутил, ортит, монацит, магнетит; гранит-порфиры — кварц (25...30), плагиоклаз (10...15), калиевый полевой шпат (40...45), биотит (1...3), амфибол (2...3), циркон, апатит, сфен, магнетит, ильменит. По петрогеохимическим особенностям интрузивные образования бреньского комплекса относятся к гранитоидам известково-щелочного ряда повышенной калиевости. На диаграмме "ЛЬ-Лп-Ог" (см. рис. 2) фигуративные точки их составов образуют "жесткий" ортоклазовый тренд. По концентра-

Таблица. Результаты и-РЬ изотопных исследований цирконов

N фр. Размер фракции (мкм) и ее характеристика Навеска, мг Содержание, мкг/г Изотопные отношения Rho Возраст, млн лет

РЬ и 205РЬ/204РЬа 207РЬ/2С6РЬб 2ШРЬ/205РЬ6 206РЬ/238и 207РЬ/235и 206РЬ/238и 207РЬ/235и 207РЬ/206РЬ

Проба Д1019е, порфировидный биотит-амфиболовый гранодиорит ("довулканический" комплекс), Бреньский массив

1 -100...+90 2,0 33,18 383,16 826 0,082810 0,253562 0,07390 0,6674 0,65 459,87 519,18 789,46+6,5

2 -100...+90 (СР) 2,9 354 0,097330 0,313991 0,07207 0,5595 0,47 448,64 451,21 464,32+18

Проба Д515, среднезернистый биотит-амфиболовый гранодиорит, бреньский ("послевулканический") комплекс

3 -90..+60 2,2 37,20 595.31 1760 0,062461 0,108399 0,061700 0,4610 0,49 385,7 384,93 380,28+18

4 -100..+90 1,8 56,07 881,95 1670 0,066120 0,118600 0,061900 0,4906 0,48 387,21 405,3 509,72+17

Примечание. Выделение акцессорных цирконов проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Изотопные анализы выполнены в ГЕОХИ РАН (г. Москва), аналитик — Т. И. Кирнозова, на одноколлекторном твердофазном масс-спектрометре TSN 206Л фирмы Камека. Изотопные исследования цирконов проводилось по методу [13]. Концентрация и и РЬ определены методом изотопного разбавления с применением смешанного трассера 208РЬ+235и. Холостое загрязнение составило 0,1 нг РЬ. Процедура предварительной селективной обработки (СР) циркона в HF+HNй3 выполнялась при 150 °С в течении 8 ч для удаления метамиктных, наиболее нарушенных фаз [14]. После многократной промывки в 3N НС1 остаток наиболее кристаллических фаз разлагался и анализировался по обычной методике. Изотопные возрасты рассчитаны по программе ^йРЬйТ[15]. Ошибки в и/РЬ-отношениях составили 0,5 %. Поправки на обычный свинец введены в соответствии с модельными величинами [16]. Морфология кристаллов циркона изучалась на сканирующем электронном микроскопе ЛВТ-55 при ускоряющем напряжении 20 кВ в ИГГД РАН (г. Санкт-Петербург), аналитик — Ю.В. Плоткина. Rho — коэффициент корреляции между ошибками определения отношений 235и/207РЬ и 238и/206РЬ. Привязка проб показана на рис. 1

ции редкоземельных элементов (ЕРЗЭ = 132 г/т; Ьа/УЦ = 11,7; Еи/Еи*к = 0,6) и характеру кривых распределения РЗЭ гранитоиды бреньского комплекса попадают в поле составов "довулканических" гранитоидов (см. рис. 3).

200 100

s

CP

<

Ж

о

§10 CP

о G

La Pr , Sm Gd , Dy Er Yb Ce Nd Eu Tb ' Ho Tm Lu

Рис. 3. Спектры распределения редкоземельных элементов для гранитоидов таннуольского

Для определения U-Pb изотопного возраста "пос-левулканических" гранитоидов исследована монофракция циркона из среднезернистых биотит-амфи-боловых гранодиоритов (проба Д515), отобранных в небольшом штоке в правом борту р. Дерзиг (правый приток р. Каа-Хем, см. рис. 1). Циркон из пробы Д515 представлен идиоморфными короткопризма-

тическими кристаллами желтого и светло-желтого цветов с наличием в отдельных случаях зерен с корродированными поверхностями граней и "древних" ядер. и-РЬ изотопные исследования были проведены по фракции циркона с размером зерен -90...+60 и -100...+90 мкм (фр. 3, 4; см. табл.). Для фракции циркона с размером зерен -90.+60 мкм (фр. 3, рис. 4) были получены конкордантные значения возраста 385±5 млн лет, в то время как в более крупной фракции циркона (фр. 4; см. рис. 4) отмечается некоторая примесь более древней компоненты. Учитывая магматическую природу исследованного циркона, изотопная дата 385+5 млн лет принимается за возраст кристаллизации гранодиоритов бреньского ("послевулканического") комплекса.

Основные выводы

1. и-РЬ изотопным методом по циркону получены первые данные о времени формирования "довулканических" и "послевулканических" гра-нитоидов Бреньского массива. Установлено, что и-РЬ изотопный возраст "довулканических" гранитоидов составляет 450+5 млн лет (позд-

\ м м

ний ордовик), "послевулканических" -385+5 млн лет (ранний девон). и-РЬ изотопные оценки возрастов полностью подтвердили ранее сделанные геологические выводы о резком разрыве в возрасте этих магматических образований.

2. Полученная и-РЬ изотопная оценка возраста "довулканических" гранитоидов ("сархойский" комплекс, Т = 450+5 млн лет) перекрывается в пределах аналитической ошибки с оценкой и-РЬ изотопного возраста гранитоидов собственно таннуольского комплекса (451+5,7 млн лет [9]), несмотря на их резкое различие в составе, что может быть объяснено контрастной сменой магмообразующих источников в

0.086

-1-1-1-1-.-1-1-1-1-1-.-1-1-г

Д1019е 520.

0.082

0.078 -

0.074 -

0.070

Конкордантный циркон

T = 450 ± 5 млн лет J_I_I_I_I_I_I_I_L

0.54 0.56 0.58 0.60 0.62 0.64 0.66 0.68

207^1 / 235т т

0.067 "

0.065 "

0.063 -

0.061

—Г"

420

0.059

0.43 0.45

Конкордантный циркон T = 385 ± 5 млн лет J_I_I_I_I_I_L

0.47 0.49 0.51

207Pb/ 235U

Рис. 4. и-РЬ изотопная диаграмма с конкордией для цирконов из порфировидных биотит-амфиболовых гранодиоритов "довулканического" (обр. Д1019е) и среднезернистых биотит-амфиболовых гранодиоритов "послевулканического" бреньского (обр. Д515) комплексов. 1 —4 — см. таблицу. Показана также морфология кристаллов циркона, наиболее характерная для данных образцов. Привязку проб см. рис. 1

1

нижней коре и верхней мантии. Эта гипотеза еще требует дополнительных изотопно-геохимических подтверждений, однако уже сейчас очевидно, что таннуольский комплекс и "довулка-нические" гранитоиды "сархойского" типа, несмотря на близкий возраст их формирования, резко отличаются друг от друга как по вещественному составу, так и по формационной принадлежности.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

1. Телешев А.Е. Взаимоотношения разновозрастных гранитоидов Бреньского плутона с девонскими вулканическими комплексами Восточной Тувы // Магматические комплексы складчатых областей юга Сибири. — Новосибирск: Наука, 1981. — С. 63—103.

2. Коваленко В.И., Пополитов Э.И. Петрология и геохимия редких элементов щелочных и гранитных пород Северо-Восточной Тувы. — М.: Наука, 1970. — 260 с.

3. Телешев А.Е., Поляков Г.В. Соотношение палеозойских грани-тоидных комплексов правобережья рек Кызыл-Хем и Нижний Кадраус (Восточная Тува) // Гранитоидные комплексы Сибири. — Новосибирск: Наука, 1979. — С. 23-40.

4. Митрофанов Ф.П. Сопоставление нижнепалеозойских грани-тоидов Восточной Тувы и восточной части Восточного Саяна // Вестник ЛГУ. — 1962. — № 6. — С. 46—56.

5. Митрофанов Ф.П., Кольцова Т.В. Возраст некоторых последо-кембрийских интрузивных пород Восточного Саяна // Абсолютный возраст докембрийских пород СССР. — М.: Наука, 1965. —С. 142—148.

6. Шенкман Я.Д. К вопросу об интрузивных комплексах Восточной Тувы // Материалы по региональной геологии. — М.: Гос-геолтехиздат, 1959. — С. 71—78.

7. Шенкман Я.Д. Гранитоидные интрузивные комплексы Восточной Тувы. — М.: Недра, 1980. —133 с.

8. Телешев А.Е. Возраст палеозойских гранитоидных ассоциаций Восточной Тувы и Восточного Саяна // Плутонические формации Тувы и их рудоносность. —Новосибирск: Наука, 1984. —С. 150—163.

Авторы благодарят А.Н. Дистанову, А.М. Сугоракову за предоставленные материалы и плодотворные дискуссии в ходе проведенных исследований, а также Т.И. Кирнозову, Ю.В. Плоткину, С.В. Пантееву и В.В. Маркову за проведенные аналитические исследования.

Работа выполнена при финансовой поддержке РФФИ (проекты № 03-05-65081, 03-05-65099, 04-05-64443), Президиума СО РАН (интеграционный проект № 6.7.2) и Программы "Университеты России"(№ УР. 09.01.018).

9. Козаков И.К., Сальникова Е.Б., Коваленко В.И. и др. Возраст постколлизионного магматизма каледонид Центральной Азии (на примере Тувы) // Доклады РАН. -1998. - Т. 360. - № 4. -С. 514-517.

10. Агентов В.Б., Агентова В.В., Семенова О.А. Силурийские и нижнедевонские отложения бассейна р. Дерзига в Восточной Туве // Материалы по региональной геологии. - М.: Госгеолте-хиздат, 1959. - С. 44-50.

11. Дистанова А.Н. Строение плутонов и особенности состава раннепалеозойских гранитоидов Каахемского района Восточной Тувы // Магматические комплексы складчатых областей юга Сибири. - Новосибирск: Наука, 1981. - С. 24-62.

12. Boynton W.V. Cosmochemistry of the rare earth elements: meteorite studies // Rare earth element geochemistry. - Amsterdam: Elsevier, 1984. -P. 63-114.

13. Krogh T.E. A low-contamination method for hydrothermal decomposition of zircon and extraction of U and Pb for isotopic age determination // Geochim. Cosmochim. Acta. - 1973. - V. 37. -P. 485-494.

14. Mattinson J.M. A study of complex discordance in zircons using step-wise dissolution techniques // Contrib. Miner. Petrol. - 1994. -V. 116. -P. 117-129.

15. Ludwig K.R. PbDat for MS-DOS, version 1.21 // U.S. Geol. Survey Open-File Rept., 88-542. - 1991. -35 p.

16. Stacey J.S., Kramers I.D. Approximation of terrestrial lead isotope evolution by a two-stage model // Earth Planet. Sci. Lett. -1975. -V. 26. - P. 207-221.

Введение

Ионный сток служит важной характеристикой водосборных бассейнов, а знание общих закономерностей его изменения является необходимым

условием выявления механизмов и масштабов взаимодействия между компонентами природной среды и объективной оценки геоэкологического состояния территорий [1, 2]. С учетом этого, определе-

УДК 550.42:57.4

ИОННЫЙ СТОК СРЕДНЕЙ ОБИ И ЕЕ КРУПНЫХ ПРИТОКОВ

О.Г. Савичев

Томский политехнический университет E-mail: OSavichev@mail.ru

Проведены исследования изменений суммарного и подземного водного и ионного стоков р. Оби и ее крупных притоков за последние 50—70 лет. Получена оценка нормы ионного стока ряда крупных рек обского бассейна, сформировавшейся в 1970—2000-е гг. Для Средней Оби суммарный ионный сток составляет 17...24 млн т/год, из которых 8...12 млн т/год приходится на подземную составляющую. Выявлено увеличение подземного водного и ионного стоков крупных притоков Оби в 1960— 1970-е гг. Установлено, что по мере возрастания заболоченности речных водосборов и доли верховых болот с юга на север повышается роль подземного выноса главных ионов — от 25 % годового стока в нижнем течении р. Томи до 70.80 % в равнинной части бассейна Средней Оби.