Интрузивный магматизм



жүктеу 313.13 Kb.
Дата16.04.2019
өлшемі313.13 Kb.

3. ИНТРУЗИВНЫЕ ОБРАЗОВАНИЯ
Интрузивные и субвулканические образования на территории листов представлены раннемеловыми, ранне-позднемеловыми и позднемеловыми образованиями.
3.1. Раннемеловые интрузивные образования

Раннемеловые интрузивные и субвулканические образования представлены субвулканическими этчикуньскими андезитами и чукотским гранитоидным комплексом.


3.1.1. Этчикуньские субвулканические образования
Ппредставлены телами невыдержанного состава от андезибазальтов (K1e) до дацитов () с резким преобладанием андезитов (K1e) и трахиандезитов (1e), встречаются разности субинтрузивного облика – кварцевые монцонит-порфиры (qK1e). Образования комплекса развиты на междуречье Ичувеем-Паляваам, в бассейне р. Этчикунь, в обрамлении Палянского массива и по левобережью р. Паляваам. Наиболее крупное тело картируется на междуречье Карпунгваам и Тыльвылькывеемкэй, слагая центральную часть Перевальнинской вулкано-купольной структуры /86/, имеет куполообразную форму, площадью 35-40 км2 км2. В апикальной части массива отмечаются реликты кровли в виде небольших полей покровных андезитов этчикуньской свиты и осадочных пород кувеемкайской свиты. Сложено тело андезитами, трахиандезитами, дацитами амфибол-биотитового состава. Каких либо закономерностей в размещении петрографических разностей не наблюдается. Аналогичные по составу тела, но меньших размеров, картируются на междуречье Карпунгваам - Ачьэквывваамкай, по правобережью р. Паляваам, выше устья руч. Гиркывеем. В бассейне р. Этчикунь, в пределах Этчикуньской наложенной впадины выделяется несколько субвулканических тел, связанных с вулканитами этчикуньской свиты. Наиболее крупное из них выделяется на междуречье Этчикунь – Мал. Этчикунь и представлено темно-серыми порфировыми андезитами, дациандезитами, андезибазальтами до латитов. Площадь массива около 10 км2, в плане имеет изометричную форму. На юго-западе контактовые поверхности круто (70-80о) погружаются под него, а на юге углы более пологие (15-20о) /188/.

На междуречье Ичувеем -– Паляваам, по обрамлению Палянского массива, рассматриваемые образования слагают тела с полого- и крутозалегающими под себя контактами. Состав их сложен - от базальтов, андезибазальтов оливин-двупироксеновых, до дацитов пироксен-амфибол-биотитовых с преобладанием андезитов и латитов. Ранее /13,177 / здесь выделялись покровные вулканиты двучленного строения: в нижней части – среднего состава, в верхней – кислого. При петрографическом изучении выяснилось, что принимаемые макроскопически за кислые породы являются интенсивно аргиллизированными разностями тех же андезитов.

Небольшое изометричное тело куполообразной формы субвулканических тонкофлюидальных порфировых дацитов площадью около 3 км2 выделяется на водоразделе ручьев Щелкун-Вьюн, располагаясь в поле развития андезитов этчикуньской свиты. Дациты тонкофлюидальные порфировые с падением флюидальности 20-30°, породы сильно изменены (окварцевание, аргиллизация, пиритизация).

К образованиям этчикуньского комплекса относены также дайки кварцевых монцонит-порфиров, закартированные С. С. Казьминым /124 / в пределах Карпунгского дайкового пояса. Они имеют северо-западное и субмеридианальное простирание, плитообразную форму с крутыми границами при мощности от первых метров до 10м. Принадлежность их к этчикуньским комплексу субвулканическим образованиям определяется по тесной пространственной связи тел с покровными разностями этчикуньской свиты, а также по сходству петрографического состава (прил.28). Определение абсолютного возраста этчикуньских субвулканических образований K-Ar методом по монофракции биотит + пироксен – 108 ± 1 млн. лет, что не противоречит геологическим данным. В бассейне р. Этчикунь из порфировых разностей андезитов мелких субвулканических тел рубидий-стронциевым методом определена изохрона в 116 ± 8 млн. лет (прил. 6.7).

Околоконтактовых изменений по границе описываемых субвулканических тел не наблюдается. С покровными разностями этчикуньских андезитов граница проводится по геологически отчетливой смене структурно-текстурных особенностей: от лавовых к субвулканическим. Под микроскопом в зоне непосредственного перехода от субвулканических разностей к покровным на расстоянии в 1-2 см наблюдаются несомненно фациальные взаимоотношения.

В геофизических полях субвулканические андезиты практически не выражены. В областях их развития отмечается отрицательное магнитное поле интенсивно до 100 нТл. В районе Перевальнинского Перевальнинской вулкано-купольной структуры отмечается отрицательная гравиметрическая аномалия. В поле развития андезитов восточнее палянского Палянского массива на фоне общего отрицательного магнитного поля выделяются локальные положительные аномалии.

3.1.2. Чукотский гранитоидный комплекс
К чукотскому гранитоидномуэтому комплексу отнесены следующие массивы – Водораздельный, Тик, Право-Ичувеемский, Кукенейский (Тамнеквуньский), Пырканаянский (Пырканаян-Куветский), Маатенвунайский, Кытапкайский, сложенные преимущественно биотитовыми гранитами (K1c), гранодиоритами (K1c) и лейкогранитами (K1c), а также субщелочными гранитами и граносиенитами.

Массив Водораздельный располагается на водоразделе ручьев Бырь (левый приток р. Этапваам) и руч. Прямой (правый приток р. Ватапваам). Вскрытая часть массива, площадью около 5,5 км22 вытянута в северо-восточном направлении. Контактовые поверхности пологие с падением до 30° в сторону осадочных пород, и лишь на юго-востоке падения более крутые – до 60-80°. Состав пород макроскопически однообразен и представлен фациально неоднородными гранитоидами – от биотитовых гранитов до гранодиоритов, различаемых только под микроскопом. Породы порфировидные, среднезернистые, реже мелкозернистые, крупные фенокристаллы полевого шпата варьируют от 2,5 до 5 см.

Невскрытая часть массива (рис.3.1) выделяется отрицательной гравиметрической аномалией овальной формы, вытянутой в северо-западном направлении площадью до 80 км2. По данным гравиметрии поверхность массива осложнена двумя выступами кровли: первый – вскрытая часть интрузии, второй – на северо-западе (водораздел руч. Надежного и Сред. Ичувеема) выделяется отрицательной локальной аномалией, площадью около 7 км2. Кромка массива находится на глубине до 2,4 км, при максимальной мощности 1,5 км, в краевых частях - 0,5 - 0,6 км. Форма массива лакколитоподобная /180 /.

Массив Право-Ичувеемский расположен в верховьях ручьев Становый, Кекурный, Пр. Ичувеем. Представляет собой небольшое вытянутое в широтном направлении тело эллипсовидной формы. Вскрытая часть массива представляет собой гребневидный купол площадью около 9  км2, имеюший в восточной части массива резкий провес кровли - на междуречье ручьев Кекурный и Прав. Ичувеем. Гранитоиды, слагающие массив, идентичны породам Водораздельной интрузии. По геофизическим данным этот массив является апикальной частью крупного, сложной формы, гранитного тела (Ичувеем - Журавлиный /…/), пластообразной формы, вытянутого в северо-западном направлении, длиной 24 км, при средней ширине 6 км, мощностью 1,5-3 км. Кровля тела погружается до глубины 750 м, образуя ряд овалообразных поднятий, не выходящих на поверхность, с глубиной до верхней кромки одного из них около 300 м /125/ //.

Массив Тик на территорию листа заходит лишь южной своей частью, составляющей примерно треть массива. Линия контакта сложно извилистая, с апофизами, площадь выхода составляет около 2 км2. Контакты массива пологие (5-15 °) в сторону вмещающих пород. По геофизическим данным с глубиной они становятся круче (до 60°). Сложен порфировиднми неравномерно-зернистыми гранитами, по петрографическому составу приближаеющимися к субщелочным калиевым гранитам. По геофизическим данным невскрытая часть массива (кровля на глубине 0.5-1,5 км) вытянута в широтном направлении и имеет площадь около 8  км2 (в пределах изученной площади). Кровля невскрытой части массива предполагается на глубине 0.5-1,5 км /195 /.

Кукенейский массив располагается в горной гряде на междуречье Кукевеем - Телетегин. Вскрытая часть массива, площадью около 41 ккм2, вытянута в северо-восточном направлении. Контактовые поверхности в северо-восточной части массива ровные пологие и падают в сторону вмещающих пород под углами до 20о, в юго-западной части – неровные, бугристые с углами до 40о. Массив имеет зональное строение. Эндоконтактовая (внешняя) оторочка, мощностью 200-500 м сложена порфировидными (порфиробластовыми) биотитовыми мелко-среднезернистыми гранитами, порфировые выделения кали-натрового полевого шпата достигают 3-5 см и более, слагая до 20-30 % объема. Внутреннее ядро массива сложено равномернозернистыми среднезернистыми лейкократовыми гранитами, имеющими пологозалегающие границы с гранитами эндоконтакта. Невскрытая часть массива выделяется отрицательной гравиметрической аномалией элипсовидной формы, вытянутой в северо-восточном направлении, площадью до 125 км2. Кровля невскрытой части массива прослеживается по геофизическим данным на глубину 0,6-0,8 км /107/.

Пырканаянский массив располагается на междуречьи Табаковка - Мал. Ивташев (Эмнун-Эивтэчэв), правые притоки р. Кувет. Вскрытая часть массива, полощадью около 90 км2, вытянута в близмеридианальном направлении. Контаковые поверхности пологие в восточной части массива и сравнительно крутые – в среднем до 25-30о - в западной. Причем плоскость кровли выполаживается до 10-15о в сторону массива, а от массива становится круче (до 45о). Массив сложен порфировидными (порфиробластовыми) биотитовыми мелко-среднезернистыми гранитами до граносиенитами граносиенитов (ортоклаз преобладает над олигоклаз-андезином). Внутреннее ядро массива, сложенное среднезернистыми равномернозернистыми биотитовыми лейкогранитами, вскрывается в виде небольшого выхода в южной части массива. Здесь кислый плагиоклаз (олигоклаз) существенно преобладает над калишпатом ( неоднородно микроклинизированный ортоклаз). В гравитационном поле массиву соответствует локальная отрицательная аномалия, а в магнитном поле он выделяется спокойным отрицательным полем интенсивностью до –50 нТл. По форме массив напоминает плиту, горизонтальные размеры которой (26х12 км) значительно превышают вертикальные (2-3 км). Максимальная мощность массива отмечается в южной его части , под долиной р.Кувет. Несвскрытая часть массива фиксируется в гравитационном поле в южном направлении на протяжении 8 км, глубина залегания кровли не превышает 600изменяется от первых метров в районе апикальных выступов до 800-1200 м /129/., с тремя куполовидными выступами, дДва из куполовидных выступакоторых распологаются располагаются в нижнем течении р Пыкарваамкай, а третий - на правобережье р. Гытчен.

Маатенвунайский массив вскрывается на междуречьи междуречье Пегтымель - РыннатининРыннатийнын. Массив небольшой, около 17 км2, в плане имеет грубо овальную форму, слабо вытянут в северо-восточном направлении. Контакты массива достаточно крутые и падают под вмещающие породы под углами 30-50 – северный и восточный, и 60-80 – западный и южный. . ППо геофизическим данным Маатенвунайский массив является куполовидным выступом невскрытого гранитного тела северо-восточной ориентировки, площадью около 90 км2 , имеет лакколитообразную форму. Мощность массива колеблется от 1,5 до 2,5 км, глубина до кровли в пределах первых сотен метровпрослеживающегося на расстоянии км /129/. Породы, слагающие массив, идентичны гранитоидам Пырканаянского массива.

Кытапкайский массив расположен на междуречьимеждуречье р.р. Нижний Гытчен - Сухой. Площадь массива около 16 км2. Вытянут в широтном направлении, контакты падают под вмещающие осадочные породы. На север и юг круто ( 70 и более), на восток и запад - полого (от 5-10 до 20-30). Массив сложен преимущественно равномерно зернистыми мелко-среднезернистыми лейкогранитами и существенно им подчиненными равномерно зернистыми мелкозернистыми роговообманково-биотитовыми гранодиоритами и кварцевыми сиенитами. Все наблюдаемые разновидности связавны фациальными переходами.

Массив практически не выражен в гравиметрическом поле, что не позволяет считать его южным продолжением Пырканаянского массива, а говорит либо о том, что его вертикальная мощность не превышает первые сотни метров, либо, что с глубины в первые сотни метров он имеет не гранитный (лейкогранитный), а сугубо гранодиоритовый состав и близок по петроплотносным характеристикам к осадочным породам.

К чукотскому комплексу условно отнесены также невскрытые тела (рис. 3.1), предположительно гранитоидного состава, установленные по гравиметрическим данным. Наиболее крупные из них: Журавлиная, и Паляваамская и Междуреченская. Журавлиная расположена в среднем течении одноименного водотока и имеет лакколитоподобную форму с линейными размерами 8,5х5,5 км и мощностью до 3 км, расчетная глубина залегания кровли массива около 300 м. Паляваамская – выделяется в долине р. Паляваам, в устье ручья Пограничного, имеет изометричную форму со сложным трехкупольным строением кровли диаметром около 10 км и глубиной залегания кровли около 600 м, мощность массива свыше 4 км / 125 /. Междуреченская – выделяется на междуречье Ниж. Умкрыннэт – Верх. Умкрыннэт, имеет неправильно овальную форму северо-западного простирания. В кровле невскрытого массива наблюдается два валообразных поднятия, вытянутых в субмеридиональном, северо-восточном направлении и провесом кровли в центральной части, совпадающим с водоразделом, в восточной части массива на междуречье руч. Жильный – Рогатый выделен апикальный выступ незначительных размеров. По форме – это плита, мощностью не менее 1 км, глубина до кровли от первых сотен метров в долине р. Верх.Умкырыннэт до 1000 м над водоразделом /129/.

Контактовые изменения вмещающих пород описаны в разделе "Метаморфические образования". Петрографический и петрохимический состав, петрофизические свойства и геохимические характеристики пород комплекса приведены в приложении 29.

Возраст чукотского комплекса определяется как раннемеловой, вероятнее всего, аптский. Нижний предел возраста определен активными контактами гранитоидных массивов комплекса с аптскими угленосными отложениями и аптскими вулканитами, достоверный верхний геологический предел возраста отвечает позднему альбу /24,203 /. Радиологический возраст, определенный калий-аргоновым методом, составляет от 116 до 85 млн. лет ( прил. 6,7). Омоложение возраста связано, видимо, с потерей радиогенного аргона в ходе региональных термальных событий позднемеловой позднемелового и раннекайнозойской раннекайнозойского этапов активизации.
3.2. Ранне-позднемеловые субвулканические образования
Ранне-позднемеловые субвулканические тела широко развиты в полях вулканитов ОЧВП, слагая пестрые по составу, различные по плошади и форме тела, представленые комагматами левтутувеемской, кытапкайской, нотарелянской и мечегской свит.

3.2.1. Субвулканические левтутувеемские образования


Субвулканические аналоги левтутувеемской свитыПервые развиты в пределах северного фланга Паляваам-Пыкарваамской вулкано-тектонической депрессии /118 /. Наиболее крупное тело, аналог левтутутвеемской свиты, закартированно на междуречье Куйвирыннэт - Поннэгыргын – Ледниковый - Экээскывеемкэй, имеет в плане штокообразную форму с дайкообразными апофизами, общей площадью около 90 км2. Тело совмещено с полями выходов пород левтутувеемской свиты и имеет с ними постепенные переходы. На междуречье руч. Карпунгваам и Ачьэквывваамкай и руч. Вьюн и Щелкун развита серия небольших тел округлой и удлиненной форм, площадью от 2 до 7 км2. Для этих тел характерны резкие контакты с вмещающими породами. Крупное тело междуречья Куйвирыннэт-Экээскывеемкэй имеет выдержанный состав двупироксен-биотитовых латитов (K1-2l). Мелкие тела на западе характеризуются более неоднородным составом, меняясь от андезибазальтов до дациандезитов (K1-2l). и латитов /86/.
3.2.2. Субвулканические кытапкайские образования
Субвулканические аналоги кытапкайской свиты широко развиты в бассейне р.Этчикунь и на междуречье Мал. Этчикунь – Выквынпын. Наиболее крупные из них – Умкрыннэтский и Скребкенский массивы, массив г. Этчикунянранай.

Умкрыннэтский массив расположен в верхнем течении р. Мал. Этчикунь, площадь его около 48 км2, изометричной формы, слабо вытянут в широтном направлении. Контактовые поверхности, как правило, наклонены в сторону вмещающих пород, при этом северные контакты крутые – до 60-70о, а южные - пологие (20-25о) неровные, на что указывает наличие мелких апикальных выступов. Контакты с вмещающими породами верхней подсвиты кытапкайской свиты как резкие, так и постепенные, линия контакта причудливо извилистая. По геофизическим данным форма массива близка к лакколитообразной. Сложен массив фациально неоднородными гранитоидами – от гранит-порфиров, гранодиорит-порфиров до граносиенит-порфиров (K1-2k).. Породы порфировые, фенокристаллы полевых шпатов варьируют от 1,5 до 3,0 см, содержание их иногда превышает 50%. При приближении к контакту количество порфировых выделений и их размеры уменьшаются, породы преобретают афировый облик.

Скребкинский массив размещается на водоразделе Выквынпын – Скребок и частично по правому борту р Выквынпын, площадь его около 10 км2, в плане имеет элипсовидную форму, слабо вытянутую в северо-восточном направлении. Расположен в полях развития пород кытапкайской свиты и в восточной и южной частях перекрыт, частично, андезитами нотарэлянской свиты. Характер кровли массива неровный, с пологими углами падения. Форма массива лакколитообразная, согласно данных интерпретации геофизических материалов тело протягивается на запад от вскрытой его части, где и предполагаются максимальные его мощности. Состав массива аналогичен составу Умкрыннэтского, но при этом в нем наблюдается большее количество пород с типично эффузивными структурами, с мелкими (до 0,5 см) порфировыми выделениями полевых шпатов.

Массив г. Этчикунянранай расположен на междуречье руч. Холодный и Темный и пространственно связан с выходами пород нижней-средней подсвит кытапкайской свиты. Площадь массива 5-6 км2. Контакты с вмещающими отложениями нечеткие, расплывчатые. Сложен массив достаточно макроскопически однообразными макроскопически гранит-порфирами (K1-2k)., с редкими порфировыми выделениями полевых шпатов и кварца. Несколько мелких тел площадью 0,2-0,3 км2 анолагичного состава известно в бассейне руч. Темного. К кытапкайским субвулканическим образованиям, аналогам верхней подсвиты кытапкайской свиты относятся также тела дацит-порфиров, биотитовых дацитов развитые в бассейне р. Этчикунь, площадью от 0.2 до 2 км2 .

В геофизических полях ранне-позднемеловые субвулканические образования выражаются слабо или вовсе не выражаются. Так субвулканические левтутутвеемские образования характеризуются диффиренцированным магнитным полем, с появлением положительных аномалий до 50 нТл на фоне слабоотрицательного поля. Кытапкайским субвулканическим образованиям, развитым по левобережью р. Этчикунь соответствует резко переменное магнитное как и их покровным аналогам, а Умкрыннэтский и Скрепкинский массивы вообще не выделяются в магнитном поле.
3.2.3. Субвулканические нотарэлянские образования
Субвулканические аналоги нотарэлянской свиты развиты на площади крайне ограниченно, выделяясь лишь на самом востоке территории. По правому борту р. Паарыннат откартировано тело дациандезитов (K1-2n), андезитов, площадью около 4 км2, слагающее подножие склона и приуроченное к полям развития пород нотарэлянской свиты. Петрографический состав пород аналогичен покровным разностям, но имеет порфировую структуру. Небольшое тело дациандезитов закартировано также в верховьях ручья Первоначальный, где оно слагает неправильной формы субпластовое тело, площадью около 1 км2. Тело имеет пологие контакты с вмещающими породами. Перекрыто андезитами нижней подсвиты рымыркенской свиты.
3.2.4. Субвулканические мечегские образования
Субвулканические образования мечегской свиты развиты только на востоке территории, слагая два субпластовых тела по правому борту р. Паарыннат, и по левому борту руч. Первоначальный. Сложены тела риодацитами (K1-2m)светло-серого, голубовато-серого цвета с зеленоватым оттенком, часто с флюидальной текстурой и порфировой структурой. Субвулканическое тело по правому борту р. Паарыннат имеет вытянутую в плане форму, площадью около 2 км2, выделяясь по обрамлению позднемелового пегтымельского субвулканического массива андезитов г. Воскэнмээм. Граница между ними визуально достаточно резкая, хорошо прослеживается на местности и по АФС. Риодациты, слагающие тело имеют достаточно крутую (30о -45о) флюидальность на запад. Петрографически аналогичны покровным разностям риодацитов мечегской свиты. Субвулканическое тело ручья Первоначальный имеет неправильную форму, площадью около 2 км2 вытянутое в подножии склона. Контакт с перекрываюшими его андезитами нижней подсвиты рымыркенской свиты пологий, достаточно резкий.

Ранне-позднемеловой возраст субвулканических образований устанавливается по их тесной пространственной связи с вмещающими эффузивными породами и по сходству петрографического состава и петрохимических характеристик с покровными вулканитами, возраст которых определен как альб-сеноманский. Кроме того этому не противоречат данные абсолютного возраста гранит-порфиров Умкрыннэтского массива, определенные калий-аргоновым методом – 95 млн. лет /25/, аналогичный возраст – 95±8 млн. лет – получен при определении абсолютного возраста граносиенит-порфиров Скребкинского массива рубидий- стронциевым методом ( прил. 6.7).


3.3. Позднемеловые “интрузивные” образования
Образования, относимые к этому возрасту, представлены широким разнообразием плутонических пород /72,73/(Черепанова, Тибилов, 1997, Тибилов, Черепанова,2001, Тибилов, 2000 и др). Это позднемеловые субвулканические образования, относимые к пегтымельскому гипабисальному базальт-андезит-риолитовому комплексу, позднемеловые малые интрузии, относимые к ичувеемскому комплексу лампрофиров, сиенит-порфиров, риолитов, и позднемеловые гранитоидные массивы, одновозрастные и генетически связанные с образованиями ичувеемского компекса.
3.3.1. Пегтымельский базальт-андезит-риолитовый гипабисальный комплекс
рРазвит широко в юго-восточной части территории, на междуречье Пегтымель – Паарыннат, слагая крупное сложно построенное субвулканическое тело г. Воскэнмээм, а на остальной площади - ограничено, выделяясь лишь в пределах локальных выходов пород кытапкайской свиты, на междуречье Кукевеем – Этчикунь, в районе г. Рыркаляут и на правобережье р. Гиркывеем.

Субвулканическое тело г. Воскэнмээм, площадью более 180 км2 сложено андезитами (K2p), дациандезитами, дацитами и риодацитами (K2p) . В восточной части массива граница границы между различными по составу породами резкаярезкие, часто с витрофирами, на остальной площади – неясные.

Представлен мМелкимие телами представлены андезибазальтовандезибазальтами (K2p), трахиандезибазальтовдолеритами (K2p), гиалобазальтов гиалобазальтами и имеют изометричной изометричную или неправильно-вытянутой вытянутую формыформу, площадью до 1,2 км2. Минеральный состав пород комплекса изменчив, выделяются оливин-пироксеновые, оливин-биотит-пироксеновые, оливин-биотит-двупироксеновые, двупироксеновые разности, различающиеся только под микроскопом. Породы основного и средне-основного состава представляют собой Ввнешне это темно-серые, до сине-черных массивные или миндалекаменные породы с мелкопорфировыми выделениями полевого шпата, реже пироксена. Кислые разности характеризуются светлыми буровато-серыми, бурыми тонами окраски, часто с флюидальной текстурой, с мелкими вкрапленниками полевых шпатов и кварца. Углы падения флюидальности крутые – 40-60о от центра массива.

Позднемеловой возраст пород комплекса определяется на основании того, что они прорывают на изучаемой площади эффузивы кытапкайской свиты, аи за пределами листа листов - вглубь структур ОЧВП - все вулканические образования, включая, самые молодые.


3.3.2. Ичувеемский комплекс лампрофиров, сиенит-порфиров, риолитов
пПредставлен широким разнообразием малых интрузий (дайки, силлы, субизометричные штоки и тела сложной морфологии) преимущественно лампрофиров, порфиритов и порфиров разного состава, а также формирующимися синхронно с ними позднемеловыми гранитоидными массивами – Палянский, Карпунгский, Янра-Карпунгский, Шурыканский, Гытченский.

Образования комплекса формируют группируются в протяженные поясовые структуры (дайковые пояса, пояса малых интрузий) северо-западной (Ичувеем-Паляваамский, Релькувеемский, Гэчмыткунский), субмеридианальной (Палянский) и северо-восточной (Карпунгский, Пырканаянский) ориентировки (рис. 3.2), выходящие далеко за пределы площади листалистов. Ширина поясов варьирует от 10 до 30 км и более - в раздувах. В плане они прямолинейны или плавно дугообразны. Характерной чертой рассматриваемых поясов малых интрузий (ПМИ) является их резко выраженная неоднородность, обусловленная ареальным характером развития малых интрузий в пределах поясовых зон. Участки развития сближенных дайковых серий, роев и полей чередуются с участками развития одиночных даек. Неоднородность размещения проявляется как вдоль, так и поперек ПМИ. Преобладают в них групповые дайки, представляющие собой серии сближенных параллельных даек от 2-3 до 10-12. Протяженность даек от 50-100 м до 1-2 км, единичные дайки прослеживаются до 6-10 км, при мощности от первых метров до первых десятков метров, редко более. Дайковые ареалы в составе поясов достаточно определенно организуются в разномасштабные кольцевые структуры (рис. 3.2).

По геофизическим данным предполагается, что ПМИ сужаются на глубину, что видно на примере Ичувеем-Паляваамского пояса /125 /, т. е. имеют клиновидную форму, выполненную пучками виргирующих по восстанию тел.

Малые интрузии комплекса характеризуются исключительно широким разнообразием слагающих их пород, от основных до ультрокислых при значительных вариациях щелочности: гранит-порфиры (K2i), гранодиорит-порфиры (K2i), граносиенит-порфиры (K2i), кварцевые сиенит-порфиры (qK2i), кварцевые монцонит-порфиры (qK2i), диоритовые порфириты (K2i), лампрофиры(K2i), долериты(K2i), андезибазальты( K2i), базальты и пр.

По особенностям внутреннего строения в большинстве своем они являются сложными телами. Даже тела, макроскопически однородные, под микроскопом выявляют значимые неоднородности внутреннего строения и состава. Это характерно как для полнокристаллических, так и неполнокристаллических пород. Неоднородный характер внутреннего строения (фациальные неоднородности) рассматривается как одна из важнейших геолого-петрографических особенностей комплекса (табл.3.1). Наблюдаются неоднородности как сравнительно близкого состава: лампрофир - диоритовый порфирит, базальт - андезибазальт, кварцевый монцонит – кварцевый сиенит и т. п., так и контрастного, например, лампрофир - кварцевый монцонит, лампрофир - кварцевый граносиенит или гранит-порфир. Характерной особенностью строения малых интрузий является наличие мелких локальных неоднородностей, в первую очередь шлиров и микрошлиров (до 1-2 см). Последние представляют собой фациальные обособления различного состава - от лейкогранитов до пироксенитов. При увеличении контрастности состава шлиров по отношению к вмещающим породам степень резкости их границ возрастает вплоть до появления тонких эндоконтактовых зон "закалки", сложенных стекловатым материалом. В телах среднего и основного состава нередки миндалекаменные текстуры. Миндалины обычно выполнены карбонатом, халцедоновидным кварцем, реже халцедоном, часто имеют зональное строение.

Контактовые поверхности малых интрузий обычно четкие, как ровные - прямолинейные и полого-извилистые, так и неровные – угловатые, извилистые, причудливо-извилистые. Часто в одном теле наблюдается чередование по простиранию ровных и неровных контактов при существенном преобла-дании первых. Контакты обычно "чистые", лишены видимых следов более раннего катаклаза или деформации. Наблюдения над зонами выклинивания даек зачастую выявляют отсутсвие "клина раздвигания", что ставит под сомнение синмагматическую природу магмавмещающих трещин. Под микроскопом устанавливается сугубо метасоматическая природа контактовых зон малых интрузий.

Штокообразные тела порфирового состава комплекса в целом тяготеют к структурам ОЧВП. Так, небольшие штокообразные тела граносиенит-порфиров, развиты преимущественно по левобережью р. Левтутувеем и правобережье р. Паляваам, в полях развития пород кытапкайской свиты. Но наиболее крупное штокообразное тело порфирового состава в ПМИ района - изометричный в плане шток Валунный, площадью около 12 кв. км - находится далеко от границы ОЧВП, на левобережье среднего течения р. Кэвеем. Сложен он гранодиорит-порфирами с фациальными взаимопереходами до граносиенит-порфиров и кварцевых монцонит-порфиров. Для штока характерны локальные фациальные неоднородности состава, представленные шлироидиными обособлениям как более кислого (риолиты), так и более основного состава (лампрофиры). Иногда они имеют вид дайкообразные дайкообразных тел - с геологически отчетливыми но постепенными фациальными границами. Радиологический возраст пород штока, определенный Rb-Sr методом составляет 102 ± 7 млн. лет.

Особо в составе ичувеемского комплекса стоят позднемеловые гранитоидные массивы, рассматриваемые в составе отдельной гранитоидной структурно-петрологической серии (СПС) комплекса /72/ (Тибилов,2000). В пределах рассматриваемой площади массивы гранитоидной СПС ичувеемского комплекса сложены породами повышенной щелочности: кварцевыми монцонитами, кварцевыми монцодиоритами, в меньшей сте-пени субщелочными гранодиоритами и кварцевыми диоритами. Последние развиты преимущественно в эндоконтактовых зонах массивов.

Палянский массив, наиболее крупный среди них, вытянутый в меридианальном направлении на 18 км и площадью около 82 кв. км2, характеризуется высокой неоднородностью слагающих его пород, от кварцевых монцонитов и диоритов до гранитов, амфибол-биотитовых и пироксен-амфибол-биотитовых.

Массив в поперечном сечении резко асимметричен, поверхности контакта с востока крутые от 60-70° до вертикальных, с севера и запада более пологие (35-40°). На юге массив продолжается на глубине на протяжении 10 км, возможно и более /97 /, но с расположенным южнее Карпунгским массивом не соединяется.

Карпунгский массив имеет в плане эллипсоидальную форму, вытянутую в северо-восточном нап-равлении, площадью порядка 40 кв. км2. Контактовые поверхности Карпунгского массива крутые, падают обычно в сторону вмещающих пород, варьируя от 50-60, до почти вертикальных.

Имеет зональное строение. Эндоконтактовая зона массива шири-ной 300-1 500 м сложенная среднезернистыми порфировидными субщелочными кварцевыми диоритами. Основной объем массива сложен представлен мелкозернистыми кварцевыми монцонитами и монцодиоритами, переходящими в центральной части массива до граносиенитов.

Янра-Карпунгский массив имеет неправильно-изометричную форму, площадь его выхода около 3,5 кв. км2. Строение его зональное, породы по составу близки описанным в Карпунгском массиве, в ядре его появляются уже субвулканические фации – гранит-порфиры, переходящие в зоне эндо и экзоконтакта в дайковые тела того же состава (Казьмин,1992)/124/. По данным интерпретации геофизических материалов Карпунгский и Янра-Карпунгский массивы являются вскрытыми апикальными частями единого массива, вытянутого в северо-восточном направлении.

Для перечисленных позднемеловых массивов типично широкое развитие шлиров и микрошлиров, по составу отвечающих лампрофирам, порфирам и порфиритам разного состава. ичувеемского комплекса, Для раннемеловых массивов подобные образования не характерны ( табл. 3.1).

Шурыканский массив расположен на юге территории, на междуречье Гыркувеем – Каленмыт, площадь выхода массива составляет около 26 км2, имеет сложное зональное строение. Контактовые поверхности Шурыканского массива, крутые, падают обычно в сторону вмещающих пород, варьируя от 50-60, до почти вертикальных.

Его внешняя зона, шириной от первых сотен м до 1 км сложена монцонитами и кварцевыми монцонитами. В западной части массива в эндоконтакте мощностью в первые метры развиты макроскопически не различающиеся габбро-монцониты и кварцсодержащие габбро-монцониты, имеющие постепенные переходы в монцониты и кварцевые монцониты /197(Филиппов,1980)/.

Достаточно характерно для монцонитов и кварцевых монцонитов развитие разнопорядковых обособлений - “пятен”- (первые кв. см2 - первые сотни кв. м2) более светлоокрашенных кварцевых сиенитов и полос и линз светлосерых лейкократовых кварцевых сиенитов среднезернистой структуры. В восточной части массива обособляется поле развития среднезернистых оливиновых монцонитов ( оливина до 3,5%, гиперстен и моноклинный пироксен - 21,5%, биотит - 5%, плагиоклаз - полисинтетически сдвойникованный и зональный , в ядре лабрадор до N 60. в кайме - андезин N 40-45) - 26%, калишпат - 42.5%.кварц - 1,5% . Моноклинный пироксен представлин представлен титанистым авгитом и диопсидом.

Ядерную зону массива слагают мелкозернистые кварцевые монцонит-порфиры и кварцевые сиенит-порфиры, связанные фациальными переходами и макроскопически трудно различимымиразличимые. Текстура пород пятнистая, обусловленая кучными, микрошлироидными скоплениями темноцветных минералов.

В целом массив Шурыканский массив весьма наглядно демонстрирует переходные черты от позднемеловых гранитоидных массивов к штокам ичувеемского комплекса, сложенным существенно порфировыми (порфиритовыми) породами (Валунный и другие).

Гытченский массив вскрывается в бассейне руч. Прямой, левого притока р. Ниж. Гытчен в виде небольших выходов среди вулканитов на общей площади около 18 уы.км2. Характеризуется крайней невыдержанностью состава и такситовым строением. В его составе описаны

диоритовые порфириты, кварцевые диориты, гранодиориты и кварцевые сиениты, а также породы более лейкократового ряда - граниты, субщелочные граниты, граносиенит-порфиры и гранит-порфиры. Как и для Шурыканского массива, здесь очень ярко проявляются взаимопереходы собственно гранитоидов и пород

порфирового облика, слагающих обычно дайковые тела.

Контактовые поверхности Карпунгского, Янра-Карпунгского и Шурыканского массивов, крутые, падают обычно в сторону вмещающих пород, варьируя от 50-60, до почти вертикальных. По данным интерпретации геофизических материалов Карпунгский и Янра-Карпунгский массивы являются вскрытыми апикальными частями единого массива, вытянутого в северо-восточном направлении.

В поле силы тяжести позднемеловые массивы практически не выражены, в магнитном поле гранитоиды характеризуются устойчивым низким отрицательным полем DT интенсивностью 5-10 нТл (у Палянского массива 20-100 нТл), на фоне “цепочечно”- кольцевых локальных положительных аномалий до 20 нТл над роговиками.

Петрографические, петрохимические особенности, петрофизические и геохимические свойства пород приведены в приложениях 19,33.

Многочисленные дайки, много реже мелкие штоки разнообразного порфирового и порфиритового состава, также лампрофиров, аплитов и гранит-аплитов ичувеемского комплекса имеют с познемеловыми гранитоидами массивов фациальные взаимоотношения. При этом в одних массивах (Палянский) д для них для проявленных в них дайках и штоках характерно существенное преобладание постепенных фациальных взаимопереходов с вмещающими гранитоидами, в том числе, здесь наблюдались /96/ (А.Д.Колотилов, 1978) весьма показательные переходы даек лампрофиров по простиранию в цепочку меланократовых шлиров. В других (Карпунгский, Шурыканский) эти контакты преимущественно резкие, в том числе, с макроскопически выраженными зонами закалки, которые обычно однозначно воспринимаются как контакты интрузивной природы. Детальное изучение резких (до бритвенно - острых) контактов с зонами закалки дайковых тел в позднемеловых массивах под микроскопом устанавливает их существенно фациальную природу. Подобные резкие фациальные контакты, как отражение высокоградиентных неоднородностей ДТС, широко проявлены и в сложнопостроенных дайках ичувеемского комплекса /72/(Тибилов, 2000 и др..)

Наиболее контрастно дайковая дайковые фация фации комплекса с мелкими штоками проявились в гранитоидах Шурыканского массива. Здесь же и наиболее широко проявились высокощелочные разности пород ичувеемского комплекса. Последние представлены дайками, реже штоками меланократовых среднезернистых сиенитов, псевдолейцитовых сиенит-порфиров, нефелинсодержащих ультрабазитов и минетт. Кроме них развиты крупнозернистые кварцевые монцонит-порфиры со шлирами мелкозернистых кварцевых сиенитов, латитов, граносиенит-порфиров и трахириолитов.

Радиологические датировки возраста эндогенных образований, как известно, зачастую весьма дискуссионны. Имеющиеся данные по ичувеемскому комплексу не являются исключением. Данные K-Ar датировок пород комплекса варьируют от 150 до 75 млн. лет, Rb-Sr датировки – от 144 до 102 млн. лет (прил.6,7). По (данным Ефремова С.В. и др.) ./23/ Rb-Sr изохрона из гранитов позднемелового Палянского массива дает одну из самых древних датировок позднемезозойских гранитоидов Центральной Чукотки.

В связи со значимой неоднозначностью получаемых радиологических датировок, в том числе, с появлением цифр абсолютного возраста, существенно противоречащих геологическому возрасту, необходимо провести специализированные исследования природы получаемых радиологических характеристик пород комплекса.


3.4. Метаморфические образования

Гидротермальный метаморфизм в пределах Центрально-Чукотского региона проявился в позднем мелу, как завершение процессов позднемезозойской активизации /68, 70, 73/. При этом были сформированы как собственно метаморфические комплексы, так и жильно-метасоматические образования, в том числе и рудоносные тела разноформационных месторождений и рудопроявлений. Более поздние гидротермально-метаморфические процессы раннего кайнозоя предопределяют формирование линейных и площадных кор химического выветривания, зон окисления в рудных полях и т.п./69, 73/.

Наблюдаемое разнообразие позднемеловых метаморфических образований - проявления разнотемпературных фаций регионального, плутонического (зональный, контактовый), регионально-плутонического метаморфизма, равно как постмагматического метаморфизма в плутонических, субвулканических и вулканических комплексах, - рассматривается как проявление разноиерархической гидротермально-метаморфической зональности в сложной системе долгоживущих эндогенных структур. Жильные гидротермальные образования и метасоматические тела генетически взаимосвязаны с процессами метаморфизма. Формируются геологически синхронно с метаморфическими образованиями, представляя собой локализованные аномалии общего метаморфического процесса. Собственно метаморфические комплексы в этой связи можно рассматривать как образования изохимического (в отношении петрогенных элементов) метасоматоза. Привнос-вынос петрогенных элементов с образованием новых минеральных ассоциаций здесь не выходит за рамки метаморфической системы, осуществляясь на межминеральном уровне. Основной агент метаморфических преобразований - ювенильный флюид, восходящие потоки которого в горных породах эффективно перемещаются по неясным природным механизмам сквозь решеточного - внетрещинного - перемещения в минерально-кристаллических геологических средах. Жильные гидротермальные образования рассматриваются нами вслед за Г.Л.Поспеловым /49/ как бестрещинные жилообразные метасоматиты /67, 68/, выражающие наиболее высокоградиентные эндогенные структуры. Метасоматические тела с постепенными границами являются выражением широкого круга сравнительно умеренно градиентных структур.

В общей последовательности региональных процессов позднемелового метаморфизма (изохимического метасоматоза) и сопряженно развивающихся с ним жильно-метасоматческих образований выделяется десять последовательно сменяющих друг друга “стадий” (или полистадийных гидротермальных серий) минералообразования. Каждая подобная “стадия” формирует минеральные ассоциации, отвечающие определенным метасоматическим формациям (табл. 3.2). Это полевошпатовая, кварцевая, биотитовая, грейзеновая, скарновая, пропилитовая, серицитолитовая, аргиллизитовая, углеродная (науглероживания), рудная “стадии”. При этом разделение ряда стадий (серий), например, биотитовой и грейзеновой, скарновой и пропилитовой, серицитолитовой и аргиллизитовой является, по существу, условным. Здесь скорее различается не столько “время” в последовательном метаморфогенном минералообразовании, сколько физико-химические условия сравнительно растянутого во времени минералообразования, которые в структурах ДТС могут различаться более чем значимо.

Полнота-неполнота и другие особенности проявления перечисленных стадий минералообразования в концентрированной - жильно-метасоматической - и рассеянной - метаморфической - формах также предопределяются ансамблем системно взаимосвязанных эндогенных структур (о них подробнее ниже). Анализируя различающиеся между собой метаморфические образования, равно как и жильно-метасоматические и рудоносные, следует понимать, что наблюдаемые особенности их пространственных взаимоотношений имеют сугубо зональную природу. Это позволяет значимо глубже рассматривать важнейшие вопросы металлогении региона.

Различия регионального и зонального метаморфизма имеют сугубо структурную природу, отвечая соответственно эндогенным структурам с билатеральной и центральной видами симметрии. Подчеркнем, что динамометаморфические проявления в осадочных породах предшествуют процессам регионального метаморфизма и связаны с протоорогенными этапами развития седиментационно-складчатых комплексов /71/. Фации регионального метаморфизма, “привязанные” к слоистым отложениям осадочных прогибов (преимущественно билатеральная симметрия), сменяются фациями зональных метаморфических комплексов обрамлении гранитоидных массивов (долгоживущие структуры с центральной симметрией).

Генетическое сосуществование метаморфических и жильных образований, как проявлений изохимической и аллохимической форм флюидометаморфизма, предопределяет разномасштабные и на первый взгляд совершенно не взаимосвязанные проявления гидротермальных образований. Раннему щелочному метасоматозу (пегматиты, жилообразные тела фельдшпатолитов) в фациях регионального метаморфизма отвечают докварцевая «рассеянная» альбитизация и калишпатизация, отмечаемая во многих рудных площадях.

Проявлениям кварцевого метасоматоза отвечают разные формы проявления метаморфогенного кварца - в зонах регионального и плутонического метаморфизма в первую очередь. Сюда же относится широко распространенный в терригенных отложениях зон регионального метаморфизма кварцевый цемент в песчаниках и алевролитах, время формирования которого в колонках метаморфических процессов отвечает кварцевому метасоматозу. По существу, это квазиизохимический избирательный кварцевый метасоматоз (замещение первичного цемента и метаобломков кремнистого состава), проявляющийся в огромных объемах осадочных пород.

На схеме (рис. 3.3) показан характер размещения основных структурных форм метаморфических фаций, изучение которых проводилось специализированно. На схеме показаны фации позднемелового гидротермального метаморфизма - амфиболитовая (до эпидот-амфиболитовой), средне- и низкотемпературная зеленосланцевая, а также их структурные типы. Напомним, что метаморфические образования рассматриваются как результат проявления регионального полистадийного флюидометаморфизма. Крапом показаны основые структурные типы - плутонический (роговики, пятнистые и узловатые сланцы), регионально-плутонический (выявляемый в фациях регионального метаморфизма - развитием микроскопических пятнистых обособлений метаморфических минералов) и региональный. Обширные поля низкотемпературного метаморфизма районированы по особенностям проявления пропилитовой и аргиллизитовой (серицитолит-аргиллизитовой) стадий

Фации плутонического структурного типа метаморфизма (панбластовые, порфиробластовые роговики и пятнистые сланцы) проявлены зонально, подчеркивая структуры центрального типа. в ядрах которых располагаются гранитоидные массивы. При этом достаточно отчетливо просматриваются различия между зональным метаморфизмом структур с раннемеловыми и позднемеловыми массивами.

Гранитоидные массивы поражены обычно низкотемпературными фациями зеленосланцевого метаморфизма, в экзоконтактовых зонах - зональный метаморфизм - от амфиболитовой, местами пироксен-роговиковой фации до низкотемературной зеленосланевой. В зональном “обрамлении” раннемеловых гранитоидных массиов (Водораздельный, Право-Ичувеемский, Тик, Кукинейский, Пырканаянский, Маатенвунайский Кытапкайский массивы) метаморфические фации представлены традиционными панбластовыми и порфиробластовыми роговиками, сменяемыми на периферии пятнистыми сланцами. Панбластовые роговики Водораздельного массива имеют кварц - биотит-актинолит - роговообманковый состав с гранатом, Право-Ичувеемского массива – кварц – андалузит – мусковит – рутил - хлоритовый состав, массива Тик – кварц – турмалин - рутил - серицитовый состав, Кукинейского массива (около 1 м мощности в непосредственном контакте с гранитами) – кварц + андалузит + кордиерит + полевой шпат (андезин, иногда калишпат)+биотитовый состав, Пырканайского массива – кварц + кордиерит + андалузит (редко) + хлорит + серицит; Маатенвунайского массива – кварц + биотит  кордиерит. Порфиробластовые роговики соответственно - кварц - рутил  андалузит  кордиерит  биотит  мусковит  серицит хлорит  турмалин  гидрослюда; кварц - андалузит кордиерит  биотит  мусковит  ильменит  рутил  везувиан  гидрослюда; кварц - кордиерит - биотит - рутил - хлорит  андалузит  мусковит; кварц + андалузит + кордиерит + биотит + мусковит + хлорит; кварц  кордиерит + хлорит + серицит.

Панбластовые и порфиробластовые разности роговиков обычно отвечают амфиболитовой фации метаморфизма, в Кукенейском массиве - пироксеновой. Пятнистые сланцы для всех ореолов зонального метаморфизма вокруг раннемеловых массивов характеризуются примерно одинаковым составом - кварц, серицит, рутил, хлорит, гидрослюда  турмалин  ильменит.

Гранитоиды Кытапкайского массива характеризуются неоднородной по интенсивности низкотемпературной пропилитизацией кварц – хлорит – серицит - альбитового состава. В обрамлении массива порфиробластовые роговики кварц + кордиерит  андалузит  ставролит? + серицитового состава и ороговикованные породы кварц – серицит - хлоритового состава

С позднемеловыми гранитоидными массивами (Палянский, Карпунгский, Янра-Карпунгский, Шурыканский и Гытченский массивы) взаимоотношения плутонических фаций метаморфизма иные. Амфиболитовая фация метаморфизма здесь практически полностью поражает гранитоиды Палянского массива и примыкающую к нему узкую зону экзонтакта (до 1 - 4 км). Во вмещающих породах это преимущественно порфиробластовые сланцы. Фации пятнистых сланцев по периферии экзоконтактовых пород массива практически не развиты. К северу от массива выявляется оторванное от него поле развития амфиболитовой фации метаморфизма до 6 км в поперечнике. Амфиболитовая фация метаморфизма в Карпунг - Янра-Карпунгской структуре проявлена в серии изолированных ареалов, наложенных на гранитоиды и вмещающие породы. В последних они выражены порфиробластовыми разностями кварц - андалузит - кордиерит - биотитового состава. Относительно слабо проявленные в экзоконтакте массивов фации пятнистых сланцев имеют кварц - серицит-хлорит - рутиловый состав, местами с нонтронитом. В Шурыканской структуре к амфиболитовой фации условно можно отнести окологранитный ореол развития кварц -кордиерит (в зародышевой форме) - биотитовых роговиков шириной в самые первые сотни метров. В самом массиве метаморфизм представлен зеленосланцевой фацией с хлоритом, эпидотом и актинолитом (среднетемпературные пропилиты). В структуре Гытченского массива зональность метаморфизма имеет следующий вид: в самом массиве проявлена ассоциация актинолит + турмалин  биотит + сфен + хлорит (среднетемпературные пропилиты, аналогично Шурыкану), в экзоконтактовой зоне панбластовые роговики (менее сотни м) имеют кварц  биотит + хлорит + серицитовый состав с ильменитом, внешняя зона - слабо ороговикованные породы с новообразованным кварцем, хлоритом, серицитом.

Фации регионально-плутонического структурного типа метаморфизма проявлены в небольших объемах на внешем обрамлении зон проявления плутонического метаморфизма (на схеме не показаны в связы с мелким масштабом), как переходные формы к региональному метаморфизму, а также в локальных изолированных полях, с которыми сопрягаются рудоносные структуры в осадочных толщах. Наибольший практический интерес имеют проявления структурно-плутоническиих форм и метаморфизма в наиболее низкотемературных (светлослюдистых) проявлениях зеленосланцевого (условно) метаморфизма.

Фации регионального структурного типа метаморфизма наиболее широко проявлены на территории работ. В осадочных комплексах и вулканитах левобережья р. Паляваам это низкотемпературный зеленосланцевый метаморфизм, в вулканитах Пегтымельской вулканоструктуры (Пегтымельская вулкано-тектоническая депрессия /118/) он представлен сравнительно однородными проявлениями среднетемпературного зеленосланцевого метаморфизма, что хорошо соотносится с отсутствием здесь сколь-нибудь значимых проявлений рудной или россыпной металлоносности.



Низкотемпературный зеленосланцевый метморфизм в ходе работ изучался специализировано. Полученные результаты изложены в разделе “Закономерности...”, поскольку с особенносями проявления низкотемпературного регионального метаморфизма связаны основные минерагенические выводы проведенных работ.

Достарыңызбен бөлісу:


©kzref.org 2017
әкімшілігінің қараңыз

    Басты бет