Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Кристаллический фундамент Армении

ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Кристаллический фундамент Армении"

<изиивиъь <т$ц'пь8гнвзиъ аьэпкэзпьъъс-рь иасшзръ ичиоьири { Ъ ьриририъичиъ орзлнэзги-ъъсрь ръизьзгиз

Щшйшишй >4[11ЬС| иргшЦЬпЬ

<изиизиъг> рзгирьпизръ <Г1Г£0

О. 00.04 -<<ии|шр1Ж}|ипгнр]П1[1, Ьршр^и^тгиряьО, (^рп^гк^ш » и О. 00.01 - «ПЬефпйиц ЬрЦршршСлир^О, Ьр^рилпЬЦтпОЬЦш, Щшрш&п^гий и 2Ьр1лшярп1р]тС|» йшийшсфттр^ЬЬЬрпЦ Ьр^ршршйшЦшй чЬтп^гиООЬрЬ Ф^тпр^ чЬтшЦшй иллгфЙшОЬ ЬшщйшС! идлЬйш^пигодшй

иЬгцЗш^ЬР

ьрсчиъ - 1998

НАЦИОНАЛЬНАЯ АКАДЕМИЯ НАУК РЕСПУБЛИКИ АРМЕНИЯ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИЧЕСКИХ НАУК

Агамалян Вилен Аршавирович

КРИСТАЛЛИЧЕСКИЙ ФУНДАМЕНТ АРМЕНИИ

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геологических наук по специальностям

04.00.04 -« Петрология, вулканологя, литология>> и 04.00.01 - << Региональная геология, геотектоника, палеонтология и стратиграфия >>

ереван - 1998

UmbCiiu|unurupjiuii pbtiujü ЬшшлштЦЬ! t « QUU Ср1|ршршЬш1|ш[1 qfiLnnipjniüübpfi fi[juin[imruuinid:

'ЧшгшпЬш^шй Qlirwfiduilunuiibp. ЬрЦршршйш^шй-Ьшйршршйшишй q[nnnip)mtiühp(i tjnljinnp

Ub[pnG]UJ(i fU. (« QUU ÖQh)

Ьр^ршршйшЦшй-ЬшйршршйшЦшй qfiuinipjmütjbpfi rjnljinnp ипЦгцпЦ U.l. (ПпшшитшСф QU Ьр1|ршршйш1|шй fiüuinfiuinim) Ьр^шршйшЦшй-ИщйршршйшЦшО qpinnipjniüübpfi tyiljmnp 1/ш[[иши)шй t.Q.

Unuiguiuiiup l|uiqilujl)bpmnipjraD ЬрЬшйр "ЛЬти^шй Ишйицишршй *4uj2inmuj[impjnib[! Цш|шйш[гн t r}bljinbi5pbp(i 22-fiü dmilp 11.00

« QUU CpljpujpujGuj^iLiCi qfiuinipjniüübpti fitiuinfimruinfi 19.054 UiuuinDqfiuiujgitiuii [unhprifi (фиттй: <шидЫ1. bpLiuü, ишр2ш[ Puiripuii5jLuü|i щпц. 24ш:

ишЬйш|ипитр]шСц! L|mpbi(i t дшйпршйш! « QUU tiQh qpiuriuipujCinLiS:

UbudtuqtiPG шггшрЦшб t 21 Onjbiipbpji 1998p.

ишийшчЬипшдЦшд qtiui(unphpq[i qfiuuuljujci ршрттгцир, ЬрЦршршйшЦшй-ИшйЕшрш^ш^шй qpuimpjrutiübph рЬЦйшйт CujhfiCijujCi < >4.

Диссертация утверждена в Институте Геологических наук HAH РА

Официальные оппоненты: доктор геолого-минералогических наук

Мелконян P.A. (ИГН HAH РА) доктор геолого-минералогических наук Соколов С.Д. (ГИН Российской АН) доктор геолого-минералогических наук Малхасян Э.Г.

Ведущая организация: Ереванский Государственный университет

Защита состоится 22 декабря 1998г. в 11.00 на заседании Специализированного совета 054 ИГН HAH РА по адресу : 375019, Ереван-19, пр.Маршала Баграмяна 24а.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ИГН HAH РА.

Автореферат разослан 21 ноября 1998г.

Ученый секретарь Специализированного совета, кандидат геолого-минералогических наук , Шагинян Г. В.

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность темы. Территория Армении является небольшим (30 тыс.кв.км), но ключевым звеном в глобальной цепи Альпийско-Средиземноморского пояса Тетиса. Здесь на синтаксисе максимального сближения Аравийской и Русской платформ имеет место дугообразное сочленение близширотных структур Восточного Средиземноморья с юго-восточными структурами Передней Азии, а также переход к югу от линейно-складчатого обрамления ВосточноЕвропейской платформы (Кавказ, Закавказье) к Перигондванским глыбово-складчатым образованиям Армянского нагорья. Изучение метаморфических комплексов и кристаллического фундамента в целом, подстилающих горноскладчатые сооружения региона, играет важную роль в познании геологической истории становления и эволюции земной коры. Особенности тектонического строения (складчатость, разломы), сейсмичености, магматизма и рудообразования во многом обусловлены вещественным составом, структурой и поведением кристаллического фундамента при реализации подкоровых и коровыос эндогенных процессов. Положение поверхности фундамента , лимитирует глубину осадочных прогибов, вмещающих скопления нефти и газа. Вся земная кора ниже поверхности фундамента на 35-45км сложена метаморфическими породами. Выходы метаморфических комплексов по площади больше офиолитов и отложений палеозоя Армении, а по интервалу геологического времени превосходят фанерозой. В них локализованы крупные метаморфогенные месторождения рутила, доломита, мрамора, граната, графита, турмалина, проявления золота, редких металлов и железа. Настоящая работа посвящена детальной характеристике геологии, петрографии, петрохимии, геохимии, минералогии и полезным ископаемым метаморфических комплексов, восполняющей пробел в геологических знаниях о ранних этапах формирования и эволюции земной коры территории Армении.

Объем диссертационной работы составляет 369 страниц, в том числе 33 таблиц и 57 рисунков на 51 страницах (геолого-петрографические карты и разрезы, петрохимические и минералогические и другие диаграммы). В отдельную кйигу в 171 страниц в виде текстовых приложений вынесены описания метаморфических комплексов Альпийско-Средиземноморского пояса (Приложение 1), геолого-петрографические описания разрезов метаморфических комплексов Армении (Приложение 2) и таблицы химических составов метаморфических пород (Приложение 3).

Цель исследования заключалась в установлении пространственных и хранологических закономерностей формирования и эволюции кристаллического фундамента области сочленения пассивной и активной окраин Тетиса.

Основные задачи исследования:

1. Разграничение автохтонных выступов кристаллического фундамента от аллохтонных, а также от продуктов площадного контактового метаморфизма и продуктов локального дислокационного метаморфизма. Разграничение разновозрастных выступов фундамента по результатам ЯЬ-Бг изохронных датировок и привязки аллохтонных блоков к фундаменту определеного возраста.

2. Уточнение стратиграфии докембрия, расчленение сланцевой толщи, выделение и изучение формаций древнейших вулканогенных и интрузивных пород.

3. Выделение типов, серий и фаций метаморфизма как термобарических полей геологического прошлого, определение соотношений стратиграфических подразделений с фациальными сериями метаморфизма.

4. Восстановление исходного состава сланцев и интрузивов посредством "снятия" метаморфизма и изучение на этой основе закономерностей и геодинамических условий осадконакопления, вулканизма, интрузивного магматизма и рудообразования ранних этапов геологической истории.

5. Составление карты кристаллического фундамента путем геологической интерпретации геофизических материалов с учетом физических параметров петрографически охарактеризованных образцов метаморфических пород.

В основу работы положены результаты многолетних исследований автора по Армении, а также геологических наблюдений, проведенных на Кавказе, в Болгарии, Италии, Греции, Чехословакии и Австрии в рамках полевых встреч по Международным проектам N5 и N273 МПГК при ЮНЕСКО и многочисленным экскурсиям Всесоюзных и Региональных геологических совещаний.

Научная новизна

1. Выделены фации и формации (серии) метаморфизма метаморфических комплексов Армении.

2. Составлены детальные геолого-петрографические карты и разрезы всех метаморфических комплексов Армении - Цахкуняцкого хребта, Ахумского, Амасийского, Дзорагетского и Гергерского (Степанаванского) массивов, Севанского хребта и левобережья реки Араке с детальным площадным литолого-стратиграфическим расчленением метаморфических комплексов и вмещающих образований общей площадью в 2000кв.км.

3. Среди метаморфических образований выделены: 1) выступы байкального кристаллического фундамента (Цахкуняцкий и Айнтапский массивы), 2) выступы герцинского кристаллического фундамента (Ахумский и Асрикчайский массивы), 3) метаморфические комплексы аллохтонных блоков,

ассоциирующих с офиолитами, представленные Амасийским, Дзорагетским, Гергерсхим массивами, выходами Севанскохо хребта и урочища Аджарис и : Ераноссхим выходом, 4) выделены метаморфические комплексы площадного контактового метаморфизма провеса кровли Мегринского плутона района сс.Нювады, Шванидзор, Малев (Нювадийская толща), Малевского массива и бластомилониты, относимые ранее к выступам докембрийского фундамента Зангезура.

4. Предполагается, что аллохтонные блоки метаморфических пород являются фрагментами различных уровней герцинского кристаллического фундамента Сомхето-Карабахской зоны, вовлеченными в офиолитовую , олистострому и меланж в уже метаморфизованном виде по-видимому в ходе обдукцни океанической коры.

5. Разработана новая стратиграфическая схема расчленения сланцевого комплекса докембрия Армении на петролого-литостратиграфической основе с выделением девяти свит с географическими незнаниями в составе трех групп (серий) (рис. 1).

6. Проведено петро-геохимичеекое восстановление исходного состава сланцев я интрузивов докембрия и на этой основе выделены литофациальные комплексы древних отложений: древнейшей платформы, энсиалической островной дугн (окраины?) и офиолитовые. Охарактеризованы вулканизм и ' интрузивный магматизм докембрия с использованием первичных отношений изотопов стронция. Выявлено наличие толщ кислых вулканитов (порфироидов) и базальтовых коматиитов; плагиогранитный комплекс охарактеризован как мантийная трондьемитовая фармация, мигматит-граниты

- как коровая гранитогнейсовая формация, магмы которых были выплавлены из разных источников.

7. Проведен геодинамический анализ впервые на уровне -кристаллического фундамента. Выделена среднепротерозойская инфраструктура и образованная на ней верхнепротерозойская энсиалическая островная дуга, а также самостоятельная верхнепротерозойская энсиматическая офиолитовая (островодужная) серия, которые были спаяны в результате докембрийской аккреции в составе Цахкуняцкого кристаллического массива. Инфраструктура (нижняя серия) отнесена к фрагменту древнейшего (среднепротерозойского или древнее) кратона, а островодужная и надвинутая на нее офиолитовая ассоциации отнесены к различным палеотехтоническим образованиям Протетиса, как различные структурно-формационные зоны (террейны) докембрия, консолидированные в результате пан-африканского орогенеза, аналогично образованию Нубийско-Аравийского неократона. Выдвигается положение о том, что при , деструкции кратонов (щитов и платформ) наиболее устойчивыми оказываются

области древних сутурных швов, фрагменты которых сохраняются в виде срединных массивов в новом складчатом обрамлении.

8. Установлено, что Армянская складчатая и Приараксинская структурно-формационные зоны подстилаются кристаллическим фундаментом байкальской (пан-африканской) консолидации, а Сомхето-Карабахская зона -герцинским фундаментом и между ними располагается один из коллизионных швов Тетиса, маркированный верхнемеловой офиолитовой олистостромой.

9. Составлена карта кристаллического фундамента Армении и выделен кайнозойский осевой мантийный диапир.

Ю.Обнаружены высокие промышленные содержания золота в метааркозовых филлитах основания верхнепротерозойской серии в стратифицированной полосе в несколько километров, относящиеся к образованиям древних россыпей.

Практичское значение работы определяется детальным расчленением сланцевых толщ и интрузий с изображением этого расчленения на крупномасштабных геолого-петрографических картах и разрезах. Последние стали основой для проведения в разные годы поисково-разведочных работ на золото и нерудное сырье с участием автора в некоторых из них. Даны рекомендации по направлению поисковых работ на золото и возобновление работ на рутил. При разработке Разданского месторождения железа могут быть вовлечены пластовые и вкрепленные железные руды, выявленные автором в районе селений Бжни и Арзакан после проведения поисково-разведочных работ.

Защищаемые положения:

1. Территория Армении подстилается диахронным кристаллическим фундаментом: юго-западная часть имеет докембрийский (620 млн. лет), а северо-восточная - герцинский (300 млн. лет) кристаллический фундамент. Граница между ними проходит по Анкаван-Зангезурской сутуре и с севера маркирована офиолитовой олистостромой, на которые наложена Севано-Ширакская рифтогенная зона. Докембрийский фундамент обнажается на Цахкуняцком кристаллическом массиве на площади бООкв.км и подсечен скважинами к югу от г.Еревана на Айнтапском (Тазагюхском) погребенном поднятии на глубинах 420-1000м. Герцинский кристаллический фундамент обнажается в основании Сомхето-Карабахской тектонической зоны и на Локском массиве.

2. Докембрийс:г . л фундамент подстилает Армянскую складчатую и Приараксинскую зоны, имеет двухъярусное строение. Нижний структурный ярус образует инфраструктуру фундамента с близширотным СВ планом дислокации и представлен полиметаморфической гнейсово-парасланцевой Арзаканской группой (серией) (1500м), вероятно, среднепротерозойского возраста и является фрагментом древнейшего кратона. Верхний структурный

б

ярус образует супрасгруктуру фундамента с субмеридиональным планом дислокаций и представлен тектоническим сочленением двух генетически различных эеленосланцевых групп (серий): энсиалической островодужной филлит-метавулканито-карбонатной далларской (1850м) и энсиматической метаофиолитовой серпентинит-амфиболитовой анкаванской (3500м) группами (сериями) верхнепротерозойского возраста.

3. Герцинский кристаллический фундамент (КФ) подстилает Сомхето-Карабахскую островодужную структурно-формационную зону (СФЗ). На Ахумсхом массиве обнажается верхняя, сравнительно слабо метаморфнэованная секция разреза герцинского КФ (900м). Аллохтонные блоки гранатовых амфиболитов, гранат-слюдянных сланцев и амфиболитов (Амасийсхий, Дзорагеггский, Гергерский, Севанский хребет, Аджарис, Еранос), заключенных в виде инородных тел размером до 3.0км в офиолитах, являются, очевидно, фрагментами различных уровней разреза герцинского КФ, вовлеченными в нижнесенонскую офиолитовую олистострому возможно в ходе обдукции океанической коры на фронтальной островной склон Соыхето-Карабахской островной дуги.

4. Цахкуняцкий кристаллический массив является крайним северовосточным выступом пан-африканского (байкальского) КФ северо-западного края Армяпо-Иранского мезоконтинента, который, в свою очередь, представляет собой вовлеченный в Тетис элемент эпибайкальской Гондвапсхой платформы и был отторгнут от Нубийско-Аравийского щита в раннем мезозое в результате заложения и развития Неотетиса и эволюционировал в мезокайнозое в островодужном режиме.

5. Осадконакопление исходных отложений среднепротерозойской инфраструктуры (нижняя серия) видимой мощностью в 1500м проходило в условиях платформы, со сменой мелководных песчанистых глин бжнийской свиты (715м) бороносными лагунными глинистыми песчаниками, известняками и доломитами сурпсаркисской свиты (610м) и углистыми глинами и известняками ванкидзорсхой свиты (135м). Они претерпели региональный метаморфизм в альмандин-амфиболитовой фации типа Бахн в условиях Т=550°С и Р = 3.8кбр.

6. В верхнем протерозое произошла деструкция древнейшего кратона вероятно по близмеридиональиым разрывам с рифтингом древнейшей континентальной коры и спредиигом новой среднепротерозойской океанической коры, где в СОХ сформировались базальтовые коматииты, габбро и оливин-нормативные толеитовые базальты и диабазы касахской свиты во втором слое океанической коры, гарцбургиты и серпентиниты - в третьем слое, а фтаниты были отложены в первом слое в условиях абиссальной равнины верхнепротерозойского океана. На океанической коре произошел рост энсиматической островной дуги.

7. Стадия энсиматической островной дуги завершилась выплавлением трондьемитовой магмы в ее основании за счет селективного плавления океанических толеитовых базальтов при температуре порядка 700"С на глубинах 12-15км с последующим гравитационным всплытием трондьемитовой магмы на 2-5км в результате дефицита плотности в 0.20г/см\ Таким образом Анкаванская серия сформировалась частично в условиях срединно-океанического хребта (касахская свита), частично - в условиях энсиматической островной дуги (анкаванская свита) с метаморфизмом отложений в фации зеленых сланцев типа Барроу при порядка 450°С и давлении 3-3.5кбр.

8. В тыловой части Анкаванской островной дуги шла субдукция верхнепротерозойской океанической коры под арзаканский блок древнейшего кратона (континента?), которая привела к генерации и извержению кварц-нормативной толеитовой магмы базальтов ггукской свиты (590м), согласно сменяющей метааркозовые филлиты бердитакской свиты. Эволюция магмы привела к извержению риолитовой магмы • порфироидов даллдрской свиты (310м). Субдукция под Арзаканскую окраину (дугу?) прекратилась и область стала более мелководной с отложением агверанской свиты (530м), состоящей из мощных пластов известняков с прослоями метагравуакк.

9. В стадию верхнепротерозойской коллизии породы Анкаванской энсиматической островной дуги были обдуцированы на энсиалическую Арзаканскую окраину (дугу?) в виде офиолитов с нарушенной стратификацией, особенно в нижней части (касахская свита) с линзами серпентинитов третьего слоя и кварц-слюдяных сланцев и доломитов инфраструктуры. Нагромождение (аккреция) масс в зоне коллизии могло привести к опусканию инфраструктуры в прогретые глубины зоны прекращающейся субдукции. Это вызвало выплавление коровой гранитной магмы гранитогнейсов за счет селективного плавления высококалиевых метапелитовых сланцев инфраструктуры (нижней серии) при давлении менее 1кбр (до Зкм).

10. Образование калиевой гранитной магмы привело к гравитационному подъему гранитогнейсовых диапировых куполов, что способствовало полной кратонизации древней мобильной зоны 620 млн.лет тому назад и превращению в жесткий фундамент. Объем легкой калиевой магмы очевидно был достаточно большим для удержания Цахкуняцкого кристаллического массива от дальнейшего погружения и вовлечения в киммерийские и альпийские движения (каледонский и герцинский орогенез в эпибайкальской зоне не был проявлен). Об этом свидетельствует также наличие локального гравитационного минимума над гранитогнейсами. После кратонизации область была изостатически поднята и снабжала терригенным материалом

(кварц, слюды, полевые шпаты, актинолит и др.) отложения полеозоя и мезокайнозоя.

На этом завершилась докембрийская история образования сиалической земной хоры СВ части Гондваиского континента.

И. По стадиям развития и по возрасту эпох гранитообразования становление сиалической коры на примере Цахнуняцкого кристаллического массива аналогично и синхронно формированию Нубийско-Аравийского щита и Пан-африканский ороген ограничивался с востока не Аравийским щитом, а доходил по-видимому до Армении в его доальпийской позиции.

Фактический материал и методики исследований. Работа основана на геологической, петрографической, петрохимической, геохимической, изотопно-геохронологической и петрофизической обработке

преимущественно оригинального каменного материала автора (более 8000 образцов), систематически отобранного при изучении методами детальной геологической съемки древних метаморфических комплексов Армении и их обрамления на площади более 2000 кв.км в масштабе 1:10000-1:25000 и составлении послойных разрезов. Петрографические и минералогические исследования основаны па микроскопическом описании 5000 шлифов и 1000 аншлифов. Петрохнмия и минералогия основаны на 168 химических анализах пород и 40 мономнверальных химанализах (в т.ч. микрозондовых) по материалам автора с привлечением 120 литературных химанализов. Обработка проведена преимущественно по компьютерной программе NEWPET. Микрозондовые анализы минералов выполнены в Инсбрукском университете в Австрии аналитиком Г.Мерсдорфом на микрозонде ARL-SEMQ. Геохимические исследования основаны на 1300 полуколичесгвенных спектральных анализах, выполненных в ИГН HAH РА и в лаборатории ИМГРЭ. Изотопно-геохронологические исследования проведены в Лаборатории геохронологии и изотопных исследований ИГН HAH РА рубидий-стронцевым изохронным методом (6 изохрон) и кали-аргоновым ' методом (58 определений). Петрофизические исследования основаны на измерениях плотности и магнитной восприимчивости, поляризуемости и открытой пористости более 1500 образцов, выполненных по материалам автора в ВИРГ Мингео СССР.

Изотоцно-геохронологические исследования, выполненные

Р.Х.Гукасяном, включают Rb/Sr изохронные определения абсолютного возраста консолидации магматических пород и определение первичных отношений изотопов стронция для уяснения источников магм. К/Аг данные для метаморфических образований рассматриваются как датирование времени последнего поднятия данного метаморфического комплекса (охлаждения) от геоизотермы 250-300°С, а для посткинематических

интрузивных тел, прорывающих метаморфические комплексы, принимаются как возраст их внедрения.

Петрофизические исследования выполнены для уточнения физико-механических характеристик вещественных комплексов фундамента, которые невольно были искажены предыдущими исследователями включением в состав фундамента основных пород высокой плотности 7-километровой толщи Апаранской серии мезозойского возраста. Уточненные характеристики были использованы для геологической интерпретации геофизических полей выступов фундамента и составления карты кристаллического фундамента Армении.

Апробация работы. С докладами о результатах выполняемого исследования автор выступал на республиканских, всесоюзных и международных совещаниях и симпозиумах в Ереване (1974, 1976, 1984, 1988, 1994), на V (Алма-Ата, 1976), VI (Ленинград, 1981), VII (Новосибирск, 1986) Всесоюзных петрографических совещаниях, на Международных симпозиумах по Программе Международной геологической корреляции в Италии (1980, 1992), Греции (1988), Австрии (1993) и на Международной конференции в Санкт-Петербурге (1996).

Публикации. По теме диссертации опубликованы 28 работ, 2 монографии (в соавторстве).

Благодарности. В повседневной работе автор пользовался поддержкой академиков А.Т.Асланяна и А.А.Габриеляна. Большую помощь своими консультациями и советами оказали доктора геол.-мин. наук А.А.Белов, Ш.А.Адамия, Р.Л.Мелконян, академик Р.Т.Джрбашян, доктора геол.-мин. наук Р.А.Мандалян, О.АСаркисян, которым автор выражает искреннюю благодарность. Текст отпечатан Э.С.Ростомовой, а графика отчасти составлена В. А. Амбарцумяном.

В первой, вводной главе раскрывается объект исследований, перечисляются пункты исследований с указанием площадей развития комплексов метаморфических и древних интрузивных пород (более 1500кв.км) с изображением их на схематической геологической карте Армении.

Во второй главе излагается история исслелований метаморфических комплексов и кристаллического фундамента Армении. Первые данные о метаморфических сланцах Армении восходят к работам пионера геологического изучения Армянского нагорья Г.Абиха (1846), а первое обобщение по кристаллическому фундаменту как "модель разбитой тарелки" дано на тектонической карте Ф.Освальда (1912). Метаморфические породы Цахкуняцкого и Ахумского массивов были вкратце описаны в работах

ПАгабабяна (1913), Г.М.Смирнова (1911), П.И.Морозова (1913), С.В.Константинова (1918) и И.Н.Ситковского (1935), а также О.Т.Карапетяна (1930), П.П.Гамбаряна (1930) и Н.Г.Казнаковой (1930). Систематическое изучение и картирование Цахкуняцкого массива выполнялись одновременно К.Н.Котляром (1930-38гг.) (северная часть) и К.Н.Паффенгольцем (1938) (южная часть). Отсюда возиокли две различные названия для единого Цахкуняцкого массива: южная часть была названа "Арзаканским массивом", а северная часть - "Апаран-Анкавакским"("Мисханским") массивом. Были отмечены главнейшие типы сланцев, но без расчленения сланцевой толщи, более детально были оконтурены и классифицированы интрузивные образования, апаранская толща ошибочно была включена В.Н.Котляром в состав древнего • комплекса. Возраст сланцевой толщи по аналогии с Дзирульским массивом и Большим Кавказом был отнесен к докембрию -нижнему палеозою. В конце 50-х и начале 60-х годов были предложены стратиграфические схемы расчленения сланцевой толщи Р.А.Аракеляном и М.С.Абрамяа (1953, 1957, 1959, 1964), АТ.Асланяном (1958) и АЕ.Назаряном (19&4, 1970). Интрузивные породы и полезные ископаемые метаморфических кигамехссз были изучены В.Н.Котляром, К.Н.Паффенгольцем, Г.П.Багдасаряноы, Р.ААракеляном, А.Т.Асланяном, АЕ.Назаряном, С.И.Баласиняпом, Б.М.Меликсетяном, З.О.Чибухчяном. В работе подробно характеризуется вклад предыдущих исследователей в изучении кристаллического фундамента. Предпринимались попытки определения возраста сллпцев и докинематических интрузий К/Аг изотопным методом, результаты которых (180-70 млн. лет) противоречили геологическим данным. В 1970 году В.ААгамаляном была закончена работа по геолого-петрологическому изучению сланцевой толщи южной части Цахкуняцкого массива с выделением двух серий и семи свит и впервые были выделены фации метаморфизма. Это расчленение было принято в обобщениях по стратиграфии Армении (Габриелян и др., 1981). В 1984 году В.А.Агамаляном £ыла составлена карта кристаллического фундамента. В годовом отчете 1972 года В.ААгамалян предложил исключить арапанскую свиту из сообщества древнего метаморфического комплекса как неметаморфизованное вулканогенно-осадочное образование байоса. В 1973 году А. А. Белов и С.ДСоколоз отнесли апаранскую толщу к офиолитам мезозоя и сочли метаморфический комплекс надвинутым на апаранскую толщу. По сланцам Ахумского массива была получена герцинская Rb/Sr изохрона (300 млн.лет) (Багдасаряя, Гукасяя, Казарян, 1978). В последующем были получены герцинские Rb/Sr изохроны для аллохтонного блока гранатовых амфиболитов Амасийсхого массива в 330±42 млн.лет (Меликсетян и др., 1984) и для гранат-двуслюдяных гнейсов аллохтониых блоков Севанского хребта в 296±9 млн.лет (Агамалян, Гужасян, Багдасаряя, 1996). Специальные Rb/Sr изохронные

исследования малевского гранитоидного массива Южного Зангезура (40.1±2.2 млн.лет) (Меликсетяк и др., 1985) подтвердили ранние К/Аг данные (40.2 млн.лет) (Гукасян, 1966).

Наконец, докембрийский возраст Цахкуняцкого массива был подкреплен получением Rb/Sr изохроны в 685±77 млн.лет по трондьемитам Апаран-Анкаванской зоны Цахкуняцкого массива (Агамалян, Гукасян, Багдасарян, 1997).

В третьей главе обсуждаются проблемы кристаллического фундамента и древних метаморфических комплексов Армении. Для внутриконтинентальных горноскладчатых областей, каким является Армения, проблема фундамента сводится к проблеме регионально-метаморфических образований, которые обнажаются на поверхности или подсечены скважинами, а также к проблеме идентификации сейсмологического слоя "Ф" под отложениями складчатого чехла. Проблема метаморфических комплексов включает ряд аспектов: 1) тектонический аспект заключается в выяснении вопроса, является ли данный метаморфический комплекс обнажение кристаллического фундамента в результате размыва эрозией вышележащих отложений чехла, т.е. выступом фундамента или является аллохтонным блоком фундамента, отторгнутым тектоническими процессами от своего основания и выведенным механическим образом на более высокий стратиграфический уровень, либо является продуктом термального влияния залегающего на глубине интрузии или, наконец, является продуктом локального дислокационного метаморфизма зон разломов; 2) возрастной аспект включает определение возраста консолидации регионально-метаморфических комплексов как "корней" гор материковых масс (островных дут или континентальных окраин) геологического прошлого, которые в течение геологического времени были изостатически подняты из глубинных зон земной коры на ее поверхность в результате релаксации тангенциальных напряжений, орогенеза и активной эрозии; 3) петрологический аспект метаморфических комплексов включает двуединую проблему: с одной стороны - определение термодинамических Р и Т условий преобразования (фаций метаморфизма) как термобарических полей земной коры геологического прошлого и с другой стороны - восстановление исходного состава пород метаморфических комплексов и рассмотрение стратиграфии, магматизма и условий осадконакопления геологического прошлого.

В 60-х годах, Koivvi мы начали свои исследования, считалось, что регион подстилается единым кристаллическим фундаментом "байкальско-коледонской" консолидации и все выходы регионально-метаморфических и даже контактово-метаморфических и неметаморфизованных пород принимались за выступы этого фундамента. Проводились зоны поднятий фундамента по аллохтонным выходам метаморфических пород и по

контактово-метаморфическим породам, которые ныне не подтверждаются. Были предложены схемы расчленения "докембрия-нижнего полеозоя" с объединением разновозрастных, разнородных и разнотипных, как выяснилось позже, метаморфических комплексов в единую стратиграфическую колонку с выделением несуществующих в природе свит.

В четвертой главе рассматриваются геотектоническая позиция и возраст метаморфических комплексов Армении. В геотектоническом и орографическом плане вся территория Республики Армения относилась К.Н.Паффенгольцем (1948) к Малому Кавказу и подразделялась им и последующими исследователями (А.А.Габриелян, А.Т.Асланян) на ряд дугообразных тектонических зон общего СЗ (кавказского) простирания, на основании особенностей фенерозойских структурно-формационных комплексов, геофизики, магматизма и металлогении, при мнении о едином байкальсжо-каледонском (эополеозойском) фундаменте всех зон, разбитом на клавиши. Исследования метаморфических комплексов показали определенные различия в фундаменте этих тектонических зон по вещественному составу, строению и по возрасту консолидации. Оказалось, что Сомхето-Карабахская зона вместе с расположенными севернее Закавказским массивом подстилаются герцинским кристаллическим фундаментом как южное обрамление Восточно-Европейской платформы, а расположенные южнее Армянская складчатая зона, Приараксинская зона вместе с Северо-западным Ираном подстилаются байкальским (пан-африканским) кристаллическим фундаментом как СЗ край Армяпо-Иранского мезоконтинента. С этой точки зрения предлагается название "Малый Кавказ" оставлять лишь для Сомхето-Карабахской зоны и всего Закавказского массива как эпигерцинской области, а эпибайкальскую область Армении отнести к Армянскому нагорью. Исходя из современных мобилистических воззрений, следует предположить, что эпнгерцинская и эпибайкальская области принадлежали к различным областям (domain) Тетиса - северной и южной, которые пришли в соприкосновение в результате континентальной коллизии Армяно-Иранского . Перигондванского материка с Сомхето-Карабахской фронтальной дугой Закавказского массива. Подобное грандиозное событие должно было сопровождаться деструкцией и обдукциен океанической коры, разделяющей Гондванский и Лаврезийский материковые сооружения южного и северного бортов океана Тетис. Реликтами океанической коры Тетиса являются офиолиты Ёрзнка-Амасия-Севан-Акеринского пояса. Время коллизии уверенно определяется как нижний коньяк по трансгрессивному перекрыванию деформированных и меланжированных офиолитов и кристаллических массивов конгломератами верхнего коньяка с окатаными блоками офиолитов и кристаллических сланцев. В ходе верхнесенонской континентальной коллизии произошла обдукция океанической коры очевидно

на фронтальный островной склон Сомхето-Карабахской островной дуги с отторжением блоков герцинского фундамента, которые в виде аллохтонных блоков были вовлечены в состав офиолитового меланжа и олистостромы. Офиолитовая олистострома только частично совпадает с коллизионным швом в СЗ части М.Кавказа, тогда как на северо-востоке офиолиты отклоняются к северу и в Зод-Акеринском отрезке косо накладываются на юрскую Сомхето-Карабахскую зону, отделяя Кафанскую зону от Карабахской части и периклинально замыкаются на Лысогорском перевале.

Таблица 1

Изотопные данные по метаморфическим комплексам_

Регион, массив Комплекс, порода, минерал К/Аг ИЬ/Эг изохрона

млн. лет возраст млн. лет ("ЭгЛвг).

Армения

Цахкуняцкий Трондьемитовая 113-352 685+77 0.703361

кристаллический формация

массив Гранитогнейсовая

формация

- гранитогнейсы 73-129 607141 0.7102

- гранитогнейсы 73-129 615±36 0.7056

- альбититы 120-233 647±137 0.7092

Ахумский массив Кварц-слюд.сланцы 217-309 293+7 0.7060

Амасийский Гранатовые - 330±42 0.7051

массив амфиболиты

Зодский выход Гранат-двуслюд. гнейс - 296+9 0.70535

Малевский массив Гранит двуслюдяной 37.5-40.5 40.1+2.2 0.7059

Закавказский

массив

Локский массив Гранитоиды 325-338 338 -

Мусковит из сланцев 287-333 - -

Храмский массив Гранитоиды 235-395 355+85 0.7073

Дзирульский Хлорит-слюд, сланцы - 310+5 0.7187

массив Слюда из сланца 275-300 - -

Гранитоиды 260-325 - -

СЗ Иван

Бафк Слюд.сланцы Саркух - 1307 -

Сланцы Горган 1278±300 - -

Граниты Доран 1000-1200 - -

Бонех-Шуроу Сланцы 1075 - -

Граниты Сейфид 681 - -

Возраст метаморфических комплексов определяется в работе преимущественно на основании Rb/Sr изохронных определений, т.к. К/Аг данные отражают эпизоды последующих (киммерийских и альпийских) термо-тектонических событий для Цахкуняцкого массива, однако они близко совпадают с Rb/Sr определениями для выступов и блоков кристаллического фундамента эпигерцинской зоны (табл. 1).

Пятая глава посвящена геологии локембрия Армении. Докембрийские формации обнажаются в Цахкуняцком кристаллическом массиве на площади 600 кв.км, и на Айнтапском (Тазапохском) погребенном поднятии, где они достоверно подсечены в двух скважинах - 1-Тазапох и 8-Зейва. В этой главе приводятся разработанная автором стратиграфия докембрия с новыми географическими названиями выделенных серий и свит в объеме среднего протерозоя и верхнего протерозоя с выделением 9 свит (рис. 1). Дается также геологическая характеристика докембрийских интрузивных формаций: ультрамафитовой, габбровой, трондьемитовой и гранитогнейсовой формаций как образований верхнего протерозоя. Петрография и петрохимия приводятся в главах 9 и 10.

В шестой главе характеризуется геология герпинского крнсталличского фуяламента по Ахумскому и Асрикчайскому выходам фундамента. Снизу-вверх выделяются свиты микрогнейсов (350м), мусковит-кварцевых (250м) и графитоносных кварц-мусковитовых (150м) сланцев и мет%фиолитовая (120м) свита альбит-эпидотовых зеленых сланцев с линзой метапироксенитовых тремолитолитов.

Глава седьмая посвящена геологии аллохтонных блоков кристаллических сланцев и амфиболитов, вовлеченных в офиолитовую олистострому. Приводится геологическое описание Ana си иск о го массива гранатовых амфиболитов, которые слагают крупный олистопак длиной 2.5км и шириной до 1км ромбовидной формы, заключенный в уже метаморфизованном виде в нижнеконьякскую офиолитовую олистострому как самостоятельный блок со своей внутренней автономной структурой. Наблюдается реликтовая градация и слоистость по чередованию •крупногранатовых и мелкогранатовых слоев, свидетельствующие о первично-обломочно-осадочном эдукте пород. Установлены жилы белых лейкократовых плагиогранитов, выплавленных in situ в качестве неосомы венитов, достигающих 20см в мощности. Установлена контактово-реакционная зона между гранатовыми амфиболитами и заключенными в них телами апогарцбурпгговых серпентинитов.

Дзорагетскяй массив расположен в 20км к востоку от Амассийского на северном подножьи Базумского хребта в тектонических сочетаниях с ультрамафитами офиолитов. Метаморфические сланцы обнажаются на протяжении 5км при ширине до 2.5км в русле истоков р.Дзорагет.

Арзаканская зона

региональный метаморфизм породы изаестняни велит-иорфтк фарама-нсферм*

Сазальныё конгломераты

мраморы кальцитов ые с прослоями Q-Pl-Ch-lp-A* ыетаграувакковых Зелены* сланцев, конглом ераты

порфироиды-иетариолиты Q-Ab-fsfi-11-Мз СЛНЦ- С вкрапл- Л/1-a

порфиритоиды-иетабазамты М-Ср-СШ-Лс зелёные сланцы, елиючные tu*» чения мраморов

Ай-Лс-СА/ сланцы

филлиты метааркозовые -Ab-Fsh-to-Bt-Ch! прослои мраморы

vpumosueL ... itm-tnd-Q-Hs-et

лоломи/пы, турмалиновые

Q-Ms-Chl кристаллагеские сланцы, ираио-ры, смолистые

ираморы

пятнистые крист- сланцы And-ü-Aün-e-Hts-et Аиафторизован-ные с прослоями сикелезмёных мраморов

\

\

\

\

\

\

8

Апаран-Анкаванская зона

СВИТА

S

<о Ч: Ca

CJ i Ö 00 Ö Vc 3:

=3 О

О; Ч

«а о сз

ШОСТРАТИГРШ

МОЩНОСТЬ

~ V ~ V ~ V -

v ~ v ~ v — v

^ V ~ V ~ V V ~ V ~ V ~ — V ~ V ~ V

УГУ У У У

« - e-«-g-=r

У _У У_Т ~ Y Y Y jj y___y_ J

Y ~Y Y

Y Y Y

Y Y Y

л.. «4..

ГТ

T r r r r r Y Y Y

t»

129

120

123

215

750

120

550

ПОРОДЫ

ОСПШДНУ* dfiiOJJU/w,

atetpojumu, cßtejuicrve песианыи * ксигяше-рать/ с лояюхами {оюиияхжы* Базальтов

яамиит - слшуслма сланец tnatebd тремор* ifpuwumuuvm.-

пит у

геьютитоено кварци/п

optpupumouA железистый кварцит Сланец b-Bl-Uu-pam-CM

мрамер розовнд

сланец хморитовыи АЬ-СЫ

про нор слюдистый

сланец Ac-XW-Ab-Q порфиритоиА

мрамор сер*"*

сланец кварц-слмд*сгь/* С 9шт, Ко, Pt, Та

иро мор калкц um о ей А "

Амфиболит (А)

кварцит гранат - графу товьм

Ам фи Полит (А) апщиабаэойии, сфеновъм

А. метагаббродыЯ KQuamuumqa+"*> рутиловы*

ißt моли толчаТ1

А. *е гагавХрсвмЬрутцАобы* А. чпоАиайазовий, сфен. Эпцдозцт по А-, арен.

А. а по диабазовый, щ бластопорфироьыа

Har-Ab-fat-Sf-Ap.

: Амфиболит'

Амфиболит мето&хмг.

к.о*жзтиито8Уи,

рутилонаснио Йог - Kehl -Ab- Put

Рис. 1. Стратиграфия докембрия Цахкуняцкого кристаллического массива

Метаморфические сланцы и офиолиты выведены здесь на поверхность в основании надвига Базумского хребта, по которому отложения спитакской свиты верхней юры-неокома вместе с офиолитами надвинуты к северу на палеогеновые отложения. В бортовых частях массива гранат-слюдяные сланцы тектонически чередуются с неметаморфизованными, но деформированными отложениями спитакской свиты с "просечками" серпентинитов, что побудило В.Т.Акопяна (1978) отрицать наличие здесь древних пород, считая серпентиниты интрузивными внедрениями. В пределах выхода метаморфических сланцев выявлены впервые на Кавказе каналы излияний плиоценовых долеритовых базальтов в виде мощных (200м) дайковых тел кристаллических долеритов. Стратиграфический объем Дзорагетского массива подразделяется на 3 свиты.

К северу от Дзорагетского массива на 10км скважина в 2км к ЮЗ от г.Ашоцк (Калинино) подсекла на глубине метаморфические породы и серпентиниты, что может свидетельствовать о более широком развитии офиолитов (до г.Калинино) под покровом долеритовых базальтов.

Гергерский (Степанаванский) массив обнажается в верховье р.Гергер в 5км к югу от г. Степапавана, также вдоль плоскости надвига, проходящего по северному подножию Базумского хребта. Массив состоит из двух самостоятельных блоков метаморфических пород резко различного состава и типа: уникального блока крупнозернистых глаукофановых сланцев площадью Зкв.км и отдельной пластины симплектитовых плагиогнейсов длиной 2.5км.

В разрезе голубосланцевого блока мощностью 800м обнаружены маркирующие горизонты-прослои серо-розового мрамора с красными пятнами типа аммонитико россо и гематитового сланца типа умбр. Наблюдается также докинематическая дайка кератофира, расслансованная вкрест простирания контактов. Голубосланцевый блок со всех сторон окружен офиолитами, закатан и прорван протрузивными примазками сдавленных серпентинитов до 10м мощности и имеет общее южное падение под крутыми (60-80°) углами с изоклинальной плойчатостью. Подстилается черными известковыми аргиллитами и алевролитами с обратной градацией, в которых содержатся уникальные мраморные линзы, образованные от • диагенетического псевдоморфного замещения ультрамафита карбонатом с сохранившейся петельчатой структурой. Здесь решается вопрос характера того бассейна, куда офиолиты были снесены при обдукции, т.е. вопрос основания офиолитовой олистостромы, который до сих пор остается открытым. Вся эта. тектонизированная последовательность трансгрессивно перекрывается слабо деформированными известняками верхнего мела, выше которых согласно следует вулканогенно-осадочный разрез палеогена. На склоне г.Лазгора сланцы надвинуты на отложения палеогена.

На Севанском хребте в районе Зодского рабочего поселка в офиолитовой олистостроме залегают блоки метаморфических пород, отмеченные на геологической карте К.Н.Паффенгольца (1948) как выходы "докембрия-нижнего полеозоя", которые содержат гранат-кордиерит-биотитовые гнейсы серо-коричневого цвета, по которым получена ИЬ/8г изохрона с возрастом 296+9млн.лет (Агамалян, Гукасян, Багдасарян, 1996).

Метаморфические породы урочища Аджарис на левобережье р.Тертер, образуют линзовидные тела (50-200м), заключенные в серпентинитовый меланж. Метаморфические породы представлены гнейсами и сланцами высокой ступени метаморфизма и амфиболитами, образующими самостоятельные линзовидные тела и угловатые глыбы, хаотически перемешанные с деформированным, но очень слабо метаморфизированными породами офиолитовой ассоциации.

Точная и детальная карта участка Аджарис с более крупномасштабной врезкой была составлена Добржанецкой Л.Ф. и Эзом В В. (1982), которые отчетливо показали, что "гнейсы и сланцы являются экзотическими блоками в меланже, а все события и деформации, запечатанные в них, произошли до раздробления их на блоки и попадания в меланж", что можно без оговорок распространить на все изученные нами аллохтонные блоки метаморфических сланцев, вовлеченных в офиолиты Малого Кавказа. Они отвели попытки привлечения термоконтактового воздействия ультрамафитов на сланцы, подчеркивая, что "следы контактового метаморфизма, который явился бы результатом воздействия ультраосновных интрузий, представленных сейчас серпентинитами, как это предполагали Р.Н.Абдуллаев (1963) и Э.Ш.Шихалибейли (1964), здесь не установлены" (Добржанецкая, Эз, 1982, с.80)

Метаморфические породы Ераносского выхода, в отличие от Амасия-Севан-Акеринской зоны, обнажаются не в составе офиолитовой олистостромы, а заключены в известково-терригенные отложения верхнего коньяка в виде обломков осадочной брекчии вместе с обломками офиолитов в пределах единого стратиграфического горизонта. Обломки метаморфических пород имеют размеры от 1-5см до 2-5м. Представлены двуслюдяными плагиогнейсами темно-серого цвета, черными амфиболитами, плойчатыми актинолитовыми сланцами, мраморами, гранитогнейсами. Вместе с ними имеются обломки пород офиолитовой ассоциации. Обломки-олистолиты Ераносской антиклинали по простиранию верхнеконьякской толщи на юго-востоке соединяются с офиолитами Вединского пояса. Здесь очевидно решается важная геологическая задача о времени прекращения тектонического сноса офиолитовых покровов в верхнемеловые осадочные бассейны.

Глава 9. Петрография метаморфических комплексов Армении. В работе приводится систематическое петрографическое описание

метаморфических комплексов Армении на стратиграфической основе по выделенным в геологической части массива и внутри них - по свитам и формациям (рис. 1)

Средиспратерозойская инфраструктура (нижняя серия)

характеризуется на Цахкуняцком массиве и в Айнтапском поднятии ' полнокристаллическими, на Айнтапе - крупнокристаллическими порфиробластовыми лепидогранобластовыми структурами и метапелитовым характером сланцев. В слагающих инфраструктуру пятнистых, турмалиновых, мусковито-кварцевых и графитовых сланцах Арзаканской СФЗ наблюдается наложенный зеленосланцевый региональный диафторез с замещением части порфиробластов альмандина, кордиерита и андалузита мелкочешуйчатыми агрегатами серицита и хлорита, обусловленный наложением верхнепротерозойского зеленосланцевого метаморфизма вышележащей Далларской серии. Определяется исходно осадочный песчано-глинистый характер сланцев.

Верхнепротерозойская (верхняя) серия метаморфизирована в фации зеленых сланцев в обоих структурно-формационных зонах.

Далларская серия, описанная ранее как "верхняя серия" (Агамалян, 1970, 1974), содержит в основании бертитакскую свиту метааркозовых филлитов метапсаммитовой лепидогранобластовой структуры, содержащих терригенные компоненты пород нижней серии (кварц, слюды с графитовыми включениями, класгогенный турмалин и микроскопические прослои, обогащенные округлыми зернами циркона, апатита, анатаза и рудных минералов). Эти данные позволяют отнести бертитакскую свиту к верхнепротерозойскому "аркозовому шлейфу" инфраструктуры. По стыку пород нижней и верхней серий наблюдается "скачок" в метаморфизме, т.н. "метаморфическое несогласие", когда высокометаморфизированные кристаллические сланцы альмандин-амфиболитовой фации перекрываются метааркозовыми филлитами фации зеленых сланцев. Метабазальтовые порфиритоиАЫ ггукской свиты представлены бластопорфировыми гранонематобластовыми альбит-эпидот-хлорит-актинолитовыми сланцами. Они содержат пластовые внедрения амфиболовых габбро. Залегающие выше кислые вулканиты - порфироиду далларской свиты представлены бластопорфировыми метариолитовыми альбит-хлорит-серицит-биотитовыми сланцами с бластопорфировыми выделениями альбит и реже -порфиробластов оттрелита и содержат субвулканические тела метариолитов сходного состава. Агверанская свита представлена чередованием мощных пластов мелкозернистых мраморов с горизонтами вулканокластических граувакк. Мраморы имеют мелкозернистую гетеробластовую, гранобластовую структуру с многочисленными стилолитовыми швами. Первичные осадочные

особенности (пеллеты, органика и др) не сохранились. Обломочная примесь небольшая и представлена кварцем и чешуйками хлорита и мусковита.

Апаран-Анкаванская структурно-формационная зона представлена двумя свитами - нижней, касахской и верхней, анкаванской.

Касахская свита представлена метабазальтовыми и метагаббровыми амфиболитами с заметной ролью базальтовых коматиитов и содержит маломощные прослои черных метафтанитовых гранат-графитовых кварцитов и линзы апогарцбургитовых серпентинитов. В метакоматиитах местами сохранилась крупнокристаллическая хаотическая нематобластовая структура, напоминающая структуры спинифекс. Они чередуются с бластопорфировыми метадиабазами нематобластовой структуры. Рутиловое оруденение представлено псевдоморфозами рутила цо первичным выделениям ильменита. Анкаванская свита, знаменующая переход океанической коры в энсиматическую островную дугу, отличается присутствием мраморных прослоев, отложенных выше лизоклина, и альбит-хлоритовых и актинолит-кварц-слюдяных сланцев наряду с метабазальтовыми амфиболитами и железистыми кварцитами. Мраморы содержат примесь слюд свидетельствующей о глинистой примеси. Все комплексы сланцев Апаран-Анкаванской СФЗ густо пронизаны бескориевыми комфорными телами белых трондьемитов со слабым контактовым воздействием на вмещающие амфиболиты, выраженным в переходе хлорита в амфибол и слабом скарнировании мраморных пластов. Влияние секущих неокомских тоналитовых интрузий выражается в празинитизации амфиболитов вдоль зон трещиноватости и разломов с развитием эпидота и сфенизацией рутила.

Петрографичекие особенности интрузивных формаций верхнего протерозоя вкратце сводятся к следующим: ультрамафитовая формация характеризуется как альпинотипные гипербазиты с преобладанием апогарцбургитовых серпентинитов с петельчатой структурой апооливинового хризотила и с баститовыми псевдоморфозами по гиперстену, с развитием антигоритовых серпентинитов в зонах смятия и нематобластовых тремолитолитов по пироксенитам, стеатитов и лиственитов в зонах воздействия интрузий с хорошо сохранившимся первичным хромшпинелидом. Реликты других первичных минералов (оливин, пироксены) не сохранились. Габбровая формация состоит из средне- до крупнозернистых габбро офитовой структуры с полным замещением темноцветных монералов уралитом и хлоритом и основного плагиоклаза - смесью альбита и эпидота. Сохранились реликты первичной бурой роговой обманки, а также апатит, рудный минерал перешел в смесь гематита и сфена. Трондьемитовая формация представлена среднезернистыми лейкократовыми трондьемитами с избежавшей рассланцевания равномернозернистой гипидиоморфнозернистой структурой с зональными таблитчатыми кристаллами плагиоклаза и

ксеноморфным кварцем в промежутках. Темноцветный минерал замещен смесью хлорита и эпидота, калишпат отсутствует. Пегматиты и аплиты редки. Фазность отсутствует. Гранитогнейсовая формация образует купольные сооружения с периферическими мигматитами и очковыми гнейсами. В лепидо-гранобластовой среднезернистой массе сохранились реликты первичной, более крупнозернистой гипидиоморфнозернистой структуры исходного гранита с регенерацией первичного кварца в линзовидные сегрегации и перекристаллизацией первичного калишпата в ршетчатый максимальный микроклин и зонального плагиоклаза - в шахматный альбит. Темноцветные минералы представлены биотитом и мусковитом, частично огибающими оцеллярные новообразования микриклина. Наблюдается метаморфогенные наросты и оторочки прозрачного циркона-2 на короткотаблитчатых кристаллах несколько помутневшего первично-магматического циркона-1.

Сланцы Ахумского и Асрикчайского выступов герцинского фундамента, судя по метапелитовой гранолепидобластовой структуре и кварц-полевошпатово-хлорит-серицитовому составу с примесью графита образованы за счет метаморфизма в фации зеленых сланцев кварц-полевошпатовых глинистых песчаников и угленосно-кремнистых глин. Метаофиолитовая самая верхняя свита сложена афировыми нематобластовыми альбит-эпидот-актинолитовыми сланцами с реликтами микродолеритовой структуры. Переслаивающиеся с ними кварц-альбит-хлорит-серицитовые сланцы, возможно, являются первично кремниево-гиалокластитовыми образованиями. Заключенные в них линзы метапироксенитов сложены бесцветным нематобластовым тремолитом с промежутками выполненными агрегатом тальк-серпентин-карбонатного состава.

Гранатовые амфиболиты Амасийского массива, которые имеют крупнозернистую порфиробластовую нематогранобластовую структуру, на самом деле представлены не только собственно гранатовыми амфиболитами с содержанием роговой обманки 30-36%, но и гранат-кварц-плагиоклаз-амфиболовыми плагиогнейсами, где содержание амфибола всего 25-10%. Гранат составляет 20-45% объема породы и представлен идиоморфиыми Кристаллами розового в шлифе альмандина размером до Зсм, состоящего из пойхилобластического гелицинового ядра с включениями мелких (0.01-0.5мм) зерен кварца и сплошной широкой оторочки. Отсутствие индекс-минерала омфацита (Ыа - пироксен) не позволяет относить породы к эклогитам, как это пытались представить предыдущие исследователи. Химический состав граната, амфибола и плагиоклаза рассматриваются на основании микрозондовых анализов. Плагиоклаз обладает обратной зональностью N20 в ядре и до N30 на периферии, а у граната наблюдается увеличение пироповой составляющей • от центра к периферии. Эти особенности свидетельствуют о прогрессивном

типе метаморфизма, проходившего в условиях повышения температуры и давления. Второстепенные минералы представлены флогопитом и клинохлором, а в качестве постоянного акцессория выступает рутил (до 3%), а также апатит. Пироксен в гранатовых амфиболитах отсутствует. Среди гранатовых амфиболитов заключены тела массивных апогарцбургитовых серпентинитов до 500м с реакционными оторочками зонального строения шириной до 50м, где от улътрамафита наружу до гранатового амфиболита сменяются крушючешуйчатые тальк-карбонат-серпентин-антофиллитовая зона, серпентин-тальковая, амфибол-энстатитовая, актинолитовая и горнблендитовая зоны, которые очевидно являются результатом реакции обмена между ультрамафитом и вмещающими исходными граувакками в ходе регионального метаморфизма. Температура метаморфизма была настолько высокой (680°С), что произошло селективное выплавление из гранатовых амфиболитов трондьемитовой (плагиогранигной) магмы в виде жил мощностью от 1см до 100см крупнозернистого сложения, состоящих из белого плагиоклаза N25 размером 0.5-2см и желтоватого кварца 1-2см в гипидиоморфных взаимоотношениях друг с другом, составляющих до 95% и более с единичным крупными листочками мусковита, клинохлора и роговой обманки и мелкими акцессорными гранатом и цирконом. Они имеют неясно-расплывчатые контакты без закалки, свидетельствующие о выплавлении in situ. Это открытие проливает свет на образование плагиогранитной магмы и согласуется с опытами Хельза (Heltz, 1976) по частичному плавлению толеита Килауэа.

Метаморфические сланцы Дзорагетского массива представлены порфиробластическими альмандин(пиральспит)-хлорит-кварц-мусковитовыми метапелитовыми сланцами гранолепидобласговой структуры, местами с оттрелитом, черными гнейсовидными метагаббровыми амфиболитами нематобластовой структуры и порфиритоидами альбит-эпидот-хлорит-актинолитового состава бластопорфировой гранонематобластовой структуры с прослоями мраморов.

Глаукофановые сланцы Гергерского массива сложены кристаллами голубого глаукофана от 1 до 5-7мм, составляющими от 15-20 до 80% объема сланца в нематоб.истовых соотношениях, листочками мусковита (1-Змм), желтого эпидота, хлорита, карбоната и в подчиненном количестве альбита, кварца, лейкоксена и рудного минерала. Среди сланцев выявляются обломки шаров миндалекаменных базальтов с полным сохранением недеформированного текстурного и микродолеритового структурного рисунка исходного спилита, полностью замещенного кристаллами голубого глаукофана, эпидота и мусковита, обрастающих перекристаллизированное карбонатное заполнение мандалин. Кроме того устанавливаются слои с метапсаммитовой структурой глаувакк. Альмадин-амфиболовые плагиогнейсы западной

пластины Гергерского массива представлены буроватыми и зеленоватыми крупно-среднезернистыми породами, в значительной мере диафторизованными. Проявляются структуры высокой ступени метаморфизма - симплектитовые, дактилобластовые. Характерен общий профиробластовый рисунок с нематогранобластовой структурой полнокристаллической основной ткани. Порфиробласты представлены идиоморфными кристаллами розового альмандина от 2 до 40%, размерами до 3-7мм и более, обычно с мелкими включениями кварца. Они обычно хлоритизированы и эпидотизированы. Основная ткань слагается серо-зеленой роговой обманкой размером 1мм (до 30-35%), кварцем и плагиоклазом N25 с постоянным присутствием до 5% калишпата и акцессорного рутила. Развиты также безгранатовые эпидот-роговообманковые породы и порфиритоиды. Устанавливаются палимпсестовые метадолеритовая, метадиабазовая и метаофитовая структуры в обломках безгранатовых, а также гранатовых пород.

Метаморфические породы района Зодского рудного поля Севанского хребта представлены у Рабочего поселка (первый блок) метапелитовым гранат-биотик-кордиеритовым гнейсом средне-мелкозернистого сложения гранобластовой структуры с реликтовой псаммитово-псефитовой структурой с мелкими (0.5-1мм) порфиробластами альмандина (до 10%), мозаичного кварца (до 35%), сильно пелитизированного кордиерита, вплоть до хлорит-серицитовых псевдоморфоз (30-40%), кислого плагиоклаза и ярко-рыжего биотита и округлых зерен апатита. Различаются обломки аплитовидных лейкократовых гнейсов в сочетании с обломками песчаной размерности. Второй блок также содержит гранат-кордиерит-амфибол-биотитовый гнейс и мелкозернистый пироксен-эпидот-роговообманковый метабазальтовый / роговик. Третий блок (Дарин-дараси) представлен плойчатым гранат-кордиерит-биотитовым гнейсом среднезернистого сложения, образованным по гранитоиду с реликтовой гипидиоморфной структурой и гранат-биотитовым микрогнейсом по туфу риолита. Встречаются также обломки слабо метаморфизованных пород.

Метаморфические породы урочища Аджарис представлены метапелитовыми гранат-двуслюдяными гнейсами порфиробластической структуры с розовым гранатом (0.5-5мм) со сгущением углистой пыли по периферии порфиробластов, с гранолепидобластовой основной тканью, состоящей из мелких зерен кварца (0.2-0.5мм) и резко подчиненного количества плагиоклаза и калишпата и сегрегационных полос мусковита и мелкими чешуйками биотита. Содержатся блоки амфиболитов-горнблендитов, состоящих из зеленой роговой обманки (до 5-7мм) и небольшого количества (5%) рудного минерала и единичных зерен апатита с полным отсутствием плагиоклаза и кварца. Встречаются также слабо метаморфизованные

пироксен-роговообманковые роговикоподобные породы и мелкозернистые кварц-полевошпатово-кальцитовые граувакки.

Метаморфические сланцы из обломков верхнеконьякской толщи Ераиосской антиклинали содержат очень высокометаморфизованные двуслюдяные гранатовые гнейсы с кордиеритом, силлиманитом, кианитом и андалузитом. Встречаются бескордиеритовые разности и обломки аплитовидных гранитогнейсов. Амфиболиты преобладают среди обломков.

Глава 10. Петрохимия и геохимия древних метаморфических комплексов Армении. Петрохимия и геохимия древних метаморфических комплексов рассматриваются на основании 168 авторских силикатных анализов, помещенных в Приложении 3, и 120 литературных анализов пород, а также 1300 приближенно-количественных спектральных анализов.

Пятнистые, кварцитовые и графитовые сланцы нижней серии располагаются на диаграмме Симонена'-Предовского в поле пелитов со смещением кварцевых сланцев в поле псамитов, при этом составы графитовых сланцев слагают кучный ареал, свидетельствующий о зрелом составе пород. Мраморы и долом иты оказываются в поле химических осадков. Порфиритоиды ггукской свиты и амфиболиты анкаванской свиты занимают поле основных вулканических пород, а порфироиды - поле кислых пород. Филлиты верхнего протерозоя смещены вправо от пелитов к псаммитам. Сланцы Ахумского и Асричайского выходов герцинского фундамента располагаются на близких трендах, растягиваясь в поле осадочных пород от пелитов к псаммитам, перекрывая поле кварцитовых сланцев и филлитов. Островодужные контрастные метавулканигы (порфиритоиды и порфироиды) Арзаканской СФЗ на диаграмме Заварицкого располагаются закономерно вдоль вариационных линий основных и кислых пород с удовлетвотителъной параллельностью векторов, что исключает аллохимические преобразования при метаморфозе. При этом порфироиды характеризуются только левосторонним наклоном векторов из-за пересыщенности глиноземом. Хорошее разделение пород достигается на диаграмме К20-ЗЮ2, где парасланцы инфраструктуры оказываются в высококалиевом поле, филлиты верхнего протерозоя и герцинские сланцы Ахумского и Асричайского выходов смещаются вниз от высококалиевых, филлиты и порфироиды верхнего протерозоя занимают поле среднекалиевых пород, порфиритоиды и амфиболиты перехидят из низкокалиевого в среднекалиевое поле. На диаграмме К,0/№,0-БЮ, большая часть фигуративных точек основных метавулканитов оказывается в поле натриевых и в поле СОХ, меньшая часть - в поле К-Ыа базальтов, все метабазальты попадают в поле толеитовых по ЯеО' /МдО. Толеитовый характер всех метавулканитов верхнего протерозоя, включая кислые, выявляется на диаграмме АРМ. На диограмме сумма щелочей-кремнезем они занимают поле

субщелочных, за исключением четырех анализов амфиболитов, переходящих в щелочное поле.

Базальтовые коматииты среди амфиболитов (5 анализов) выявляется на диаграмме Йенсена Al203-Fe0+ +Ti02-Mg0, а порфиритоиды и частью амфиболиты. оказываются в поле высокожелезистых толеитовых базальтов, при этом порфироиды занимают поля толеитовых дацита и риолита. Переход составов амфиболитов от океанических к примитивно-островодужным наблюдается на диаграмме lgx-lga Риттмана. Исключительно оливин-нормативный состав амфиболитов и наличие кварцнормативных составов среди порфиритоидов определается на развертке базальтового тетраэдра Йодера. Изохимический характер амфиболитов становится очевидным на диаграмме Заварицкого, где их фигуративные точки с параллельными векторами располагаются вдоль единой вариационной линии на обоих проекциях. Принадлежность исходных базальтов амфиболитов к базальтам MORB выявляется из диаграммы Zr-Nb-Y. Гистограмма распределения элементов группы железа и халькофильных элементов характеризует составы амфиболитов как меланократовые базальты.

Петрохимия интрузивных комплексов рассматривается раздельно для каждого комплекса на соответствующих диаграммах для ультрамафитов, габбро, трондьемитов и гранитогнейсов. Однако при совместном рассмотрении всех интрузивных комплексов наилучшее разделение полей достигается на диаграмме K20-Si02 по Тейлору, где ультрамафиты занимают низкокалиевое поле, габбро - среднекалиевого базальта и пикробазальта, хорошо разделяются трондьемитовая (низкокалиевое поле) и гранитогнейсовая (средне- и высококалиевые), при этом поля гранитогнейсов Бжнийского и Лусапохского массивов перекрывают друг друга и фактически совпадают. На диаграмме TAS Na20 4- K20-Si02 габбро оказываются выше линии Макдональда-Коцуры, ультрамафиты - ниже. Составы трондьемитов и гранитогнейсов^диаграмме К20 + Na20-Si02 не разделяются и практически совпадают, но выявляется их важная субщелочная особенность, при этом оба соответствуют в подавляющем большинстве субщелочным гранитам с единичными фигуративными точками в полях гранита и лейкогранита (2 анализа), но ведь они долгое время были известны под названием "лейкогранитов". На специализированных диаграммах серпентиниты по нормативному составу (по Риттману) в большинстве оказываются в поле гарцбургитов и реже - лерцолитов, а пробы тремолитолитов - в поле пироксенитов.

Габбро оказываются в поле габбро по Де Бону и Ле Форту (Р-0), в толеитовом с переходом на граничную линию по AFM и в поле высокожелезистых толеитов по диаграмме Йенсена.

Трондьемитовая формация на диаграмме АРМ характеризуется переходом от толеитовых к известково-щелочным составам, причем их составы кучно располагаются в трондьемитовом поле на диаграммах АЬ-Ап-Ог О.Коннора. В последнем случае составы трондьемитов располагаются в высокобарической области выше 5кбр. Составы располагаются вдоль конноды частичного плавления толеита Килауэа (НеИз, 1976), при этом значительная их часть располагается в области изобары 5кбр и более. По соотношению К^О/Ыа^О-БЮ, относятся в большинстве натриевым, по К20-5Ю, частичо относятся к океаническим трондьемитам, а по N<1,0 + К^О-БЮ, к субщелочным низкощелочным гранитам и гранитам при почти полном отсутствии лейкогранитов.

Гранитогнейсовая формация представлена Бжнийским и Лусагухским массивами, при этом в Бжнийском массиве наряду с гранитогнейсами присутствуют альбититы и альбитовые плагиограниты второй фазы. По соотношению К20-8Ю2 альбититы выделяются низкокалиевым характером, а гранитогнейсы относятся к среднекалиевому и реже высококалиевому типам при БЮ, 64-78%. Низкощелочной субщелочной характер пород выявляется на диаграмме N<1,0 + К^О-ЙЮ,, с переходом единичных анализов в поле лейкогранитов. Известково-щелочной характер, в отличие от трондьемитов, выявляется на диаграмме Ыа20-К20-Са0 для гранитогнейсов, тогда как альбититы оказываются в трондьемитовом поле. На диаграмме ЫаА1$1308-КАШ308-5Ю2-Н20 составы гранитогнейсов оказываются в области легкоплавкого "корыта" изобарических сечений 1-0.5кбр и Т = 700-800°С с отклонением альбититов к боковому альбитовому минимуму, выявленного в опытах Фон Платтена. На нормативной диаграмме АЬ-Ап-Ог составы гранитогнейсов располагаются в полях гранита, адамеллита и частично трондьемита. Петрохимические результаты находятся в соответствии с геологическими и петрографическими наблюдениями, свидетельствующие о выплавлнении трондьемитовой магмы за счет второго слоя в основании энсиматической островной дуги и о выплавлнении гранитной магмы за счет плавления парасланцевой инфраструктуры.

Петрохимические особенности метаморфических пород аллохтонных блоков герцинско! . фундамента в офиолитах на диаграмме Предовского-Симонена свидетельствуют об отклонении исходного состава гранатовых амфиболитов Амасийского массива от состава основных изверженных пород в сторону осадочных пород (гаувакк), тогда как плагиогранитные выплавки соответствуют кислым изверженным породам. Гранат-слюдяные сланцы Дзорагетского массива, верховьев р.Памбак (Сатанахач) и Аджарис соответствуют пелито-псаммитам, большинство безгранатовых амфиболитов из этих выходов соответствуют основным изверженным породам, то же для глаукофанового сланца. Низкокалиевая природа гранатовых амфиболитов,

амфиболитов и плагиогранитов всех выходов четко оттеняется на диаграмме K20/Na20-Si02 (ниже 0.5) и высококалиевый характер метапелитовых гранат-двуслюдяных сланцев. Субщелочной характер большинства пород проявляется на диаграмме сумма щелочей-кремнезем с переходом состава части безгранатовых амфиболитов и глаукофанового сланца в область щелочных базальтов. Петрохимический анализ метаморфических пород аллохтонных блоков показывает незрелый характер осадков нижних уровней герцинского фундамента (низкокалиевый основной состав) с увеличением степени зрелости из блоков более высоких уровней (Дзорагет). вплоть до зрелых песчано-глинистых высококалиевых отложений Ахумского и Асрикчайского массивов.

В главе 11 рассматривается минералогия метаморфических комплексов на основании 28 микрозондовых анализов индекс-минералов с зондированием от центра к периферии кристаллов и 12-и объемно-химических анализов тех же минералов. Следует указать, чти среди регионально-метаморфических комплексов Армении пироксены отсутствуют. Метаморфогенные минералы-новообразования представлены альмандиновым гранатом, амфиболами, слюдами, полевыми шпатами, ставролитом, эпидотом, силикатами глинозема (андалузит, силлиманит), кордиеритом, оттрелитом, рутилом, кварцем, рудными и акцессорными минералами и графитом. Андрадит-гроссуляровые гранаты, пироксены, оливин, везувиан, скаполиты, топаз, корунд и другие минералы распространены в контактово-метаморфических (роговики, скарны) и гидротермально-измененных породах, развитых локально в термальных ореолах мезокайнозойских интрузий, в рудных полях и в поствулканических метасоматитах. Рассматриваются особенности химических составов главнейших индекс-минералов - гранатов, амфиболов, слюд, плагиоклаза, турмалина с оценкой Р-Т условий образования.

Гранаты представлены альмандиновым рядом (пиральспиты) (альм. 50%), при этом в среднепротерозойской инфраструктуре наблюдается регрессивный метаморфизм с уменьшением альмандиновой составляющей от центра к периферии кристаллов, что связано с постепенным воздыманием инфраструктуры и диафторезом. В Амасийском блоке гранатовых амфиболитов от центра к периферии кристаллов граната наблюдается увеличение пироповой составляющей от 25 до 28%, уменьшение гроссуляра от 8 до 5% при ничтожных содержаниях спессартина (0.18-0.35%), что указывает на прогрессивный тип метаморфизма с увеличением одновременно Т и Р. В Дзорагетском массиве также наблюдается прогрессивный тип метаморфизма при сравнительно низкой (зеленосланцевой) фации метаморфизма (содержание спессартина составляет 17-15% при близком валовом составе пород с Амасийским). Составы гранатов среднепротерозойской инфраструктуры Цахкуняцкого массива оказываются на границе полей

амфиболитовой и эпидот-амфиболитовой фаций, то же для Дзорагетского массива, составы гранатов Амасийского массива располагаются в поле амфиболитовой, но не эклогитовой фаций. Литературные микрозондовые анализы гранатов (Павленко, Геворкян, Мартиросян, 1977), отобранные из протолочек офиолитовых вулканитов и габброидов дают скопление в поле эпидот-амфиболитовой и роговиковых фаций с переходом в поле амфиболитовой фаций, что отражает условия океанического метаморфизма второго слоя океанической коры по Колману (1979), а составы гранатов, отобранных из протолочек собственно серпентинизированных ультрамафитов, оказываются на месте пересечений границ полей амфиболитовой и эклогитовой фаций, что отражает, очевидно, условия метаморфизма третьего слоя океанической коры (условия океанической мантии).

Амфиболы. Рассматриваются 13 мономинеральных химических анализов, преимущественно микрозондовых и ряд весовых анализов, три из которых взяты из литературы. Химические анализы подтвердили результаты оптический исследований об отнесении амфиболов Гергерского массива к глаукофану, актинолитовый состав амфиболов порфиритоидов ггукской свиты верхнего протерозоя. Амфибол анкаванской метаофиолитовой свиты имеет состав магнезио-горнбленда, а амфиболы гранатовых амфиболитов Амасийского массива относятся к чермакитовой роговой обманке. Несмотря на определенное влияние валового состава пород, амфиболы метаморфических комплексов отражают условия метаморфизма.

Биотиты, в отличие от гранатов и амфиболов отражают преимущественно валовый состав вмещающих пород, хотя замечено, что с увеличением степени метаморфизма увеличиваются содержания магния и октаэдрического алюминия в элементарной ячейке биотита, если сравнивать породы одинакового состава. Наибольшим содержанием указанных компонентов обладают биотиты из линзы биотитолита, заключенного в гранитогнейсах, а слюдяные сланцы инфраструктуры обладают наименьшими содержаниями, что отражает условие диафтореза, а биотиты из Дзорагетского массива, хотя и содержат максимальные значения октаэдрического алюминия, магния в них заметно меньше, чем в биотитолите, что отражает их валовый состав.

Мусковиты развиты во всех метапелитовых и гранитоидных ассоциациях. По химическому составу они все относятся к мусковитам. При использовании геотермометра Ламберта (1959) по парагонитовой составляющей температура слюдяных сланцев получается не выше 450°С, что является, очевидно, отражением регионального диафтореза верхнепротерозойского события, наложенного на инфраструктуру.

Плагиоклазы являются надежным индикатором степени метаморфизма при условии достижения равновесия при метаморфизме. Микрозондовые профили подтверждают обратную зональность в плагиоклазах, наблюдаемую микроскопически в гранатовых амфиболитах Амасии, что в соответствии с химической зональностью ассоциирующего граната свидетельствует о прогрессивном типе метаморфизма.

В главе 12 рассматривается метаморфизм на основании проецирования химических составов пород на парагенетические треугольные диаграммы состав-парагенезис ACF и A'KF по Винклеру (1969). Пятна опсевдоморфозы, выполненные мелкочешуйчатым "пинитом", в нижней серии скорее всего принадлежат кордиериту, т.к. составы пород в большинстве укладуваются в треугольник биотит-мусковит-кордиерит. Из рассмотрения диаграмм состав-парагенезис можно заключить, что среднепротерозойский региональный метаморфизм на Цахкуняцком массиве достиг биотит-кордиерит-мусковитовой субфации фации альмандиновых амфиболитов. Заметное содержание спессартинового минала (8.5%) в альмандине и регресивная зональность последнего и наличие андалузита взамен кианита подтверждают отнесение среднепротерозойского метаморфизма в Цахкуняцком массиве к типу Бахн низкого Р/Т характера при Т = 550°С и Р = 3.8кбр. На Айнтапском поднятии, где обнажается, очевидно, более глубокий срез инфраструктуры (скв. 1-Тазахюх), метаморфизм достигает альмандин-кордиерит-ставролит-мусковит-

калишпатовой субфации при Т = 600|1С и Р = 6.5кбр.

Верхнепротерозойская (верхняя) серия определяется кварц-альбит-мусковит-хлоритовой субфацией фации зеленых сланцев. Наличие оттрелита (хлоритоида) позволяет верхнепротерозойский метаморфизм отнести к типу Барроу в фации зеленых сланцев при Т = 450-470°С и Р = 4кбр.

Герцинский метаморфизм на нижних уровнях фундамента достигает дистен-альмандин- мусковитовой субфаций фации альмандиновых амфиболитов при при Т = 680°С и Р = 6кбр, при котором началось также выплавление плагиогранитных расплавов. О высоких Р-Т условиях свидетельствуют также ничтожные содержания спессартина в гранатах и чермакитовый состав амфибола. На верхних уровнях герцинского фундамента метаморфизм на Дзорагетском массиве соответствует кварц-альбит-эпидот-альмандиновой субфации фации зеленых сланцев при при Т = 470°С и Р = 4кбр. Тем самым мы получаем информацию о 6-километровом срезе герцинского фундамента. Глаукофановые сланцы Гергерского массива при отсутствии граната и лавсонита ограничивают температуру Т = 300-350°С при значительном давлении порядка Р = 7кбр. Подобные сверхдавления при низкой температуре возможны под клином земной коры в зоне субдукции на

глубинах порядка 18-20км, либо под аккреционными призмами при, скучивании пород и обдукции офиолитов.

В главе 13 рассматриваются метаморфогенные полезные ископаемые Армении, которые представлены как металлическими (золото, титан, железо и редкие металлы), так и нерудными (мрамор, доломит, гранат, графит, турмалин, минеральные краски).

Золото. Пробирный анализ шести проб филлитов выявил в пяти из них промышленные содержания золота - 0.8, 2.7, 5.2, 6.0 и 22.7г/т и серебра от 12 до 24.3г/т. В связи с отсутствием гидротермальных изменений и сульфидных минералов мы относим золото к типу древних россыпей. Оруденение не исследовано.

Титан в виде промышленных скоплений представлен вкрапленностью рутила в амфиболитах касахской свиты с содержанием до 3%. Рутил образует псевдоморфозы по первичному ильмениту исходных габбро и диабазов, и был выделен как остаточный малоподвижный компонент при связывании железа ильменита в состав амфибола при региональном метаморфизме. Однако под влиянием гидротерм тоналитовых интрузий неокома (Агверанский, Анкаванский, Миракский) происходит сфенизация рутила по определенным зонам празинитизации амфиболитов. Технологические пробы на титан без учета этого процесса, ориентированные на содержание ТЮ,, дали отрицательные результаты. Кроме известных рутилоносных амфиболитов, нами выявлен новый вид рутилового сырья в виде уникальных жил чистого рутилита мощностью 20см с раздувами до 30см, которые прослеживаются на 30м и скрываются под наносами. Они развиты вне поля амфиболитов в 3.5км к северо-востоку от Арзаканского месторождения рассеянного рутила. По данным химического анализа, содержание ТЮ7 = 92.86%, а в околожильном ореоле с вкрапленностью рутила содержание ТЮ7 = 59.12%. Оценка участка потребует лишь незначительные поисковые и очистные работы.

Железо. Железные руды в метаморфическом комплексе нами обнаружены в двух генетических типах - джеспилитов и таконитов. Джеспилиты, представленные сплошным гематит-магнетитовым железняком, образуют пластовое тело мощностью 0.5м, согласно стратифицированное в сурпсаркисской с. лте среднего протерозоя. Участок не опоискован и не разведен. Таконитовое оруденение железа представлено вкрапленностью магнетита (до 35%) в порфироидах (метариолитах) далларской свиты. Железо имеет вулканогенное происхождение выделившейся при дифференциации толеитовой магмы и перекристаллизованное в магнетит при метаморфизме. Участок не разведен и о масштабах можно судить лишь по простиранию (2км) и мощности (80м) таконитов на поверхности.

Олово и вольфрам обнаружены по данным количественно-спектральных анализов 0.038, 0.013% олова и 0.0075, 0.0032 и 0.0024% вольфрама в альбититах Бжнийского массива.

Нерудные полезные ископаемые (мрамор, доломит, минеральные краски, графит, гранат, турмалин) были разведаны давно и часть из них эксплуатируется. Месторождения мрамора разрабатывается на Сулидзорском (Арзаканском) и Агверанском карьерах. Они образованы при метаморфизме известняковых прослоев при метаморфизме. Доломиты также образуют мощные пластово-линзовидные тела, изученные и оконтуренные Г.П.Багдасаряном (1944, 1949). Содержание МдО во могих из них приближается к теоретическому (21%). Графит содержится в черных графитовых сланцах ванкидзорской свиты мощностью 100м и относится к низкосортному скрытокристаллическому типу (до 2%), выгорающему при 700°С. Может быть использован в сталелитейной промышленноси для рекарбурации стали, для производства защитных красок и кровельных композиций после обогащения. Гранат может служить сырьем для производства нежестких абразивных1 материалов. Он образует порфиробласты в гранатовых амфиболитах Амасийского массива размером до Зсм, составляя 30-40% объема породы на площади более 1кв.км, а также мелкими (до 1см) зернами развит в графитовых сланцах ванкидзорской свиты. Сырье требует небольшого гравитационного обогащения.

Выводы

1. Территория Армении подстилается диахронным кристаллическим фундаментом, который был сформирван в результате верхнемеловой коллизии Армяно-Иранского мезоконтинеита подстилаемый докембрийским пан-африканским(байкальским) фундаментом и Сомхето-Карабахской островной дугой с герцинским фундаментом.

2.Докембрийский фундамент имеет двухъярусное строение: инфраструктура имеет СВ план дислокаций и представлен полиметаморфической парасланцевой арзаканской группой (нижняя серия) древнего кратона; супраструктура имеет субмеридиональный план дислокаций и представлен тектоническим сочленением энсиалической далларской и энсиаматической анкаванской островодужных групп(серий) верхнего протерозоя.

3. Эволюция осадконакопления инфраструктуры проходила в условиях мелководия амагматической платформы. Пелитовые отложения претерпели метаморфизм в альмандин-амфиболитовой фации типа Бахн при Т= 550°С и Р= 3,8 кбр.

4. В верхнем протерозое произошла деструкция древнего кратона со спредингом новой океанической коры Протетиса, где в СОХ формировались базальтовые коматииты, габбро и оливин-нормативные толеиты касахской свиты во втором слое, гарцбургиты и серпентиниты во третьем слое и отлогались фтаниты на абиссальной равнине.

5. На океанической коре произошло заложение энсиматической ОД(анкаванская свита), эволюция которой завершилась выплавлением мантийной трондьемитовой магмы 685 млн.лет назад из океанических толеитов при Т = 700°С и Р = 4-5кбр. с последующим гравитационным всплытием магмы до наблюдаемого уровня амфиболитов фации зеленых сланцев типа Барроу(Т = 450°С, Р= 3-3,5кбр). Одновременно в тыловой части Анкаванской ОД шла субдукция океанической коры Протетиса под Арзаканский сиалический блок древнего кратона с формированием над ней Далларской энсиалической ОД, с извержением кварц-нормативной толеитовой магмы порфиритоидов ггукской свиты на аркозовый шлейф(бертитакская свита) древнего кратона, контрастно сменившийся извержением риолитовой магмы порфироидов далларской свиты и завершившийся отложением мощных пластов известняков с прослоями граувакк агверанской свиты.

6. При смыкании Протетиса в ходе пан-африканского орогенеза произошла коллизия типа дуга-дуга с обдукцией офиолитов анкаванской ОД на далларский энсиалический ОД, под тяжестью которых парасланцевая инфраструктура последней оказалась в предварительно прогретых глубинах с высоким стоянием геоизотерм зоны субдукции, что привело к выплавлению коровой калиевой гранитний магмы и метаморфизму супраструктуры в фации зеленых сланцев типа Барроу при Т = 450-470"С и Р = 4,0 кбр. Гравитационный подъем гранитогнейсовых диапировых куполов привел к окончательной кратонизации мобильной зоны 620 млн.лет назад как СВ части Нубийско-Аравийского неократона.

7. Герцинский фундамент в Ахум-Асрикчайском автохтоне представлен метапелито-псам» овыми и метаофиолитовыми сланцами фации зеленых сланцев, образованных при Т = 470°С и Р = 4,0 кбр. Аллохтонные экзотические блоки и глыбы метаморфических сланцев, тектонически заключенные в верхнемеловую офиолитовую. олистотрому Малого Кавказа являются фрагментами разных уровней герцинского фундамента , отторгнутые из форленда при обдукции офиолитов при континентальной коллизии. Они метаморфизованы на Амасийском и Зодском массивах в высокой дистен-альмандин-мусковитовой субфации фации альмандиновых 32

амфиболитов при Т = 680"С и Р = 6,0кбр с выплавлением in situ плагиогранитной магмы, что позволяет судить о 7км срезе герцинского фундамента.

8. Разработана новая схема стратиграфического расчленеия докембрия с географическими наименованиями свит и групп (серий).

9. Обнаружен новый тип золотого оруденения в виде метаморфизо-ванных древних россипей с промышленными содрежаниями, локализованными в бертитакской свите филлитов. Рекомендуется также возобновление поисково-разведочных работ на рутил в связи с новыми закономерностьями локалиации оруденения и обнаружением жил чистого рутилита. Выявленные нами джеспилиты и такониты могут быть использованы при разработке Разданского железорудного месторождения после проведения поисково-разведочных работ.

Список работ по диссертации

1. Агамалян В.А. Региональный диафторез в Арзаканском кристаллическом массиве// Известия АН Арм.ССР, Науки о Земле, 1968, N1-2, С.95-102.

2. Агамалян В.А. О выделении свиты аполипаритовых порфироидов в Арзаканском кристаллическом массиве// Изв. АН Арм.ССР, Науки о Земле, 1968, N5, С.25-30.

3. Сатиан М.А. Агамалян В.А., К прогнозу подлавового строения южной части Гегамского нагорья// Известия АН Арм.ССР, Науки о Земле, 1968, N2, С.97-98 (Полный текст статьи депонирован в ВИНИТИ).

4. Агамалян В А. Геология и петрология сланцевого комплекса Арзаканского кристалического массива// Диссертация на соискании ученой степени кандидата геолого-минералогических наук, М..МГУ, 1970, 290с.

5. Багдасарян Г.П., Абовян С.Б., Агамалян В.А. и др. Магматические формации Армянской ССР и связанные с ними полезные ископаемые// В кн.: Магматизм, формации крист.пород и глубины Земли, "Наука", М., 1972, с. 122-137.

6. Агамалян В.А. Древние метаморфические комплексы Армянской ССР и специфика их крупномасштабного картирования// Тез.докл. 2-го Регион.петрограф.совещ по Кавказу, "Крыму и Карпатам. Ереван, 1973, С.11-13.

7. Агамалян В.А. Докембрий-нижний полеозой Армянской ССР// В кн.: Геология Армянской ССР, т.5, Изд. АН Арм.ССР, Ереван, 1974, С.9-57.

8. Багдасарян Г.П., Абовян С.Б., Агамалян В.А. и др. Формационное расчленение магматических комплексов Армянской ССР// Зап.Арм. ОгдВМО, вып.7, 1974, С.3-24.

9. Цамбел Б, Багдасарян Г.П., Агамалян В.А. и др. Радиогеохронология горных пород и молодых наложенных процессов области Малых Карпат (Словакия)// В кн.: Опыт корреляции магм, и метаморф. пород, М.: Наука, 1977, С. 199-208.

10. Агамалян В.А. Древние метаморфические комплексы территории Армянской ССР и их тектоническое положение// В кн.: Материалы 2-го Регион.петрограф.совещ. по Кавказу, Крыму и Карпатам. Тбилиси: Изд.КИМС, 1978, С.109-115.

11. Аагмалян В.А., Рудаков С.Г. Некоторые проблемы корреляции доварисских и варисских событий в Средиземноморской части Альпийского пояса// Изв. АН Арм.ССР, Науки о Земле, т.ЗЗ, 1980, N1. С.77-84.

12. Adamia Sh., Agamalian V., Belov A., Letavin A, Somin M. Pre-Variscan and Variscan Complexes of the Caucasus and Precaucasus (Northern part of Geotravers G)// 1GCP Priject 5, "Newsletter" No.2, Padova, Italy, 1980, P. 10-49.

13. Агамалян В.А. Метаморфические формации байкальского этапа// В кн.: Магматические и метаморфические формации Армянской ССР. Изд.АН Арм.ССР, Ереван, 1981, С.38-50.

14. Агамалян В.А. Ультрамафитовая формация докембрия// В кн.: Магматические и метаморфические формации Армянской ССР. Ереван: Изд.АН Арм.ССР, 1981, С.50-55.

15. Агамалян В.А Формация глаукофановых сланцев// В кн.: Магматические и метаморфические формации Армянской ССР. Ереван: Изд.АН Арм.ССР, 1981, С.121-122.

16. Багдасарян Г.П., Гукасян Р.Х., Агамалян В.А. Возрастное рассленение магматических, метаморфических и рудных формаций Армянской ССР// Ереван: Фонды ИГН НАН РА 1982, 356с.

17. Агамалян В.А, Асланян А.Т., Багдасарян Г.П., Гукасян Р.Х. Области ассинтской и герцинской консолидации в кристаллическом основании структурно-формационных зон территории Армянской ССР// В кн.: Матер.Кавказскс.о Симпозиума Проекта N5 МПГК, М., 1982, С.15-16.

18. Агамалян В.А. Стратиграфия докембрия Армянской ССР// Изв. АН Арм.ССР, Науки о Земле, 1983, N4, С.26-39.

19. Агамалян В.А. Карта кристаллического фундамента Армянской ССР// Фонды Гос.Упр.Арм. по недрам и ИГН НАН, 1985, 180с.

20. Агамалян В.А. Мезозойский аккреционый комплекс (Апаранская серия) Цахкуняцкого хребта Армянской ССР// Изв. АН Арм.ССР, Науки о Земле, 1987, N2, С.13-24.

21. Агамалян В.А. Докембрийская ультрамафитовая формация фундамента Армянсхой ССР// Изв. АН Арм.ССР, Науки о Земле, т.12, 1988, N4, С.31-43.

22. Agamalian V.A. Metamorphic and рге-Jurassic formations of the Arménien SSR, USSR// IGCP Priject No. 276, Abs., Greece, 1988, P.8-9.

23. Belov A., Abesadze M., Adamia Sh., Agamalian V., Chegodaev L., Levatin A., Omelchenko V., Somin M. Explanatory Note of the stratigraphie corrélation forms sériés of the Caucasus (USSR)// Rend. Soci. Geol. Italy, 12, 1989, P.119-126.

24. Агамалян B.A. Докембрийский вулканизм Армении// Изв. НАН РА, Науки о Земле, 1994, т.47, N1-2, С.7-23.

25. Агамалян В.А. Докембрийская габбровая формация Армении// Изв. НАН РА Науки о Земле, 1994, т.47, N3, С.31-37.

26. Агамалян В.А. Формирование и эволюция земной коры области сочленения пассивной и активной окраин Тетиса на примере Армении// Закономерности эволюции земной коры. Междунар.конференция. Тез.докл., 1996, т.2, Санкт-Петербург, С.23.

27. Агамалян В.А., Гукасян Р.Х.,Багдасарян Г.П. Изотопно-геохимические исследования докембрийских и фанерозойских магматических, метаморфических и рудных формаций Армении// Заключительный отчет по госбуджетной теме 92-226, Ереван, 1996, Мин.экономики и фонды ИГН НАН РА, 38с.

28. Агамалян В.А., Гукасян Р.Х.,Багдасарян Г.П. Докембрийская трондьемитовая формация Армении// Изв. НАН РА, Науки о Земле, 1997, N3, С. 12-21.

Ч . U . UriujùiuLjluCi <u3UusLRjr> рзльпьаизьъ <мгео

Uúi|inifiruú

<ш]шитшСф iniupiuöpfi бшщшЦпр umuijiugruúCibpi] [чшри^Цшб bù гфифрпЬ pjrupbqtujfiO hfidpfi про 4aiqi5un|ripi(bi t uuinpfiù l|nùjuil(rui5 tnbrj|i niùbgwà

i3ujjpguii5uißuij|nci puituùiuù щштйишги! <uij-hpu]ùujl|ujù quiüqijujóti ú|i¿Ebi5ppjujú tijUfCi-uj4>pfiljjUJÜ(puijL|iu[jui£i) и Unüfubpn-liupujpujrih hbpgfiûjuiù hfuißbpfi úfiujljgdujú hbmLiuCipni|: lfhü¿fibúppjuiCi hfiüßD Moiqúijiuó t 2 IjumnigiJujópuijhCi huipl)bpfig: UmnpfiÛQ DbpL|UJjuigL[iuá t u|n[fidbinuji5np$>ujj|iCi CiuijLuâpujjfiû óiuqduiCi uipquißujcifi ubpfuujmJ (1460Ú), npQ hiuûqfiuujùruù t hCiiuqrujCi ЦрштпСф úfi qiuCjqi|iuô[i: >-lbp|")Ci huipljQ Dbpl|UijuigL|uj0 t Ljbpfiü ujpninbpnqnjh hujutuL|h tûufiuJifil) qui[uipfi (1850i5) U tüuhúujinhl) ЬшйршЦшСф (3481 ú) l)qqwr\bqmjhû hujúuj[|ipúbpp (M<) тЬЦтпСшЦшй huui¡uul)grui3ni(: UinnpfiCi huiplih йитфибеитшдшдгийр QÛpujgbi t uiúujqúiijinhl) ицштфпрйЬ óiuúóuiq çpuijliù u|ujji5uj0cibpnn5, hbiniuqujjruii ЬйршрЩЬ^пЦ tuiúuiüqfiC'-илЗфЬргфтифй фиид|1Ш)Ь Рш(ий mfiujfi úbmimínp^fiqtfh Т = 550°С U Р = 3,8t|pp ix|LUjúLuúCibpniú: <4bphü u|pninbpnqnjh púpiugpruú inbqfi t niùbgb[ hùiuqrujù ЦрштпСф uipnhnnJQ L 'npnphmfiuh ûnp oi4l)fiuiCinuiuj|iCi L|bqLfi uiqpbqfiûqp , rup úh20tlt|fiwún-uiujfiû (Ьпйи^риф uuihúujtiübpniij QÚpujgb¡ t pujuujfufi ¿bpinujfijúph (1853Ú) puiquji-miujfiù tjniíUJinfihmCihpfi, qujppnûbp|i U oi|u[|iD-únpúiuin|itl inrubhmwjhû pujqujimCjbph ôLtuiJnpniÙQ bp^pnpri ¿bpunniú, hmpgpmpqhuiûbph U иЬрщЬСлфСфипйЬрЬ й^шЦпрт-úd bppnprj 2bptnniú U $unuùfiuiùbph ûumbgnii5[i oi4l||iuiúnu|i uipfiuiui hujppiui{ujj-pruú: "Ipnpbmhufi оЦЦЬш^пиифй l|bqUfi Црш ôLiuilnpiJbi t túufiúuiuihM Li< (hrnO-ВшЦшСф 2bpLnui|uruüp), nph ЬЦпутдЬшй hiuùqbgnb[ t oi^jnuûnuujjliû umibfiuiûbpfig йшйр|1ш1|шй (87Sr/86Sr)o= 0,703361 inpnúi\|bú|iinujjtiú úujqúiujfi iupuuuhuj[úiuú[i T = 700°C U P = 4-5Црр ujuijùiuùùbpniù U ùpui tnbqiuqpüuiCiQ 685 úiti тшр^ ujnujç ил?Цш Puipnni Ln|iu'h l|tuütu¿ рЬрршршрифй фшд^иф (T = 450°С, P = 3-3.5 Црр) ait5$fipnihunujfiù ИшитфибрпиЗ: КЬшдилЗшйшЦ ЬшйршЦшСф М< -fi ph^rupniú QÛpiugbi t "ЛрпрЬтрф l|bqLp urupqniljgpiuù qbiqh lupquipiuûh ufiuiifüj quiùqiliuôfi тш1|о' qhniqfi 2bn№ui|uúph ujnp^fipfimnfiqübph ßijiupg-ünpciujuifiilujjfiü innibtiiniujfiû úuiqúoij|i chiijpßruüniJ pbpq[nnml|fi 2bpinoi|uúpfi lupljnqtibph Црш, npQ фп|иЦЬ1 t 2bpinm(uúph щпрЗфргфовЬрЬ Rhnih^uJJh'j йшцйшф dwjppniúnul U шЦшрш-к ш^ЦЬршО^ 2bpuimtuúph Цршршр^ hqnp 2bpuibph бЬшЦпрйшйр: ''lpnpbinhufi фшЦйшй ^шй-шфр^^шй opnqbùbqh ойршдрпиЗ rnbqh t ntùbgbt ш^Ьq-шqЬq infiiijh рш[ипи5(1)гцЬц[1ш) r)uj[ujph tûu^ihlj U ЬшйршЦшйЬ tûuhi3mmhl(

M<-ûbpfi úfigL oîhnih^LUjhb quiCiqi(ujóúbpfi opqni^gfiujjnil, npnùg àujùpnipjiuù uiiul| ufituihM h|ii5p[i Qbl^riiÍLÍbi t unipqniljgfiuijh hbinUuùpil imjpuigmó funppbppQ: Ujû hiuû-qbgpbi t фшфЦ hfiûpfi фшцшрифО pbppiupuipbpfig L)bqUiu)pO (8'Sr/nsSr)0= 0,7102; 0,7092 ЦшфпиЗофЬ qpiuû|iinujjfiCi úiuqúujjti шртшЬшцЗшйр L ЦЬррО Ьшйшфрр uiuitupûbpfi Pujpnru tnfiu|p L)ujCjuj¿ pbppiupuipiujhCi фшд^иф úbiniuúnp$fiqúfiú T = 450-470°C U P= 4.0Црр ujiujúujtiúbpniú: 4ui[hruûujjhû qpiuCifunnqCibjubpfi qpúpb-puijpû qfiiuiqfipûbph ЦЬр puipâpuigùaiCi hbmLiuûpnil 620 ú[0 uuupfi Lunuug uibqp t mûbgb[ йш(и1|рй бицршфр úujpqfi ЦЬргйшЦшй l|iup6piugntúQ (lipiuinnüpqujghujú) fippU "Ьтр|1шЦшС|-иршрш1)шС| йЬп^риллпСф hjniuhu-uupLbiujjhti úujuq:

<bpghûjiuû hfiüßD <iutunii5-Uup|ilj шЦ1Лп(и1ппйпиЗ йЬрЦищшдЦшб t 293 ù[û intupfi шиш2 T = 470°C U P = 4,5Црр iqiujúiuüúfcpnLÚ 1|uiCjuj¿ pbppiußuipujjpCj фшд^иф йЬтилЗпрфЬчФ ЬЬршрЦЦшй n¿ hoiuniù (87Sr^Sr)0= 0,7060 Цшф uiiJujqujpuipujjhû U úbirtiuo}>hnlhLnujJht' рЬрршршрЬрпЦ: libintuiSnp^ujjhû uiujujpùbph luinfuinnù p[nl|CibpQ, npnCiß тЬЦтпСшлцЬи щшрфшЦЦшй bû Фпрр МпЦЦшф ЦЬррй иЬйпСф otyinih^wjhú oifiuinnuinpnúniú (Шши(1ш, ЭпршдЬт, <bphbp, Snq, ügaiphu, bptuCinu), huiCiqhuiuùntù bû hbpgfiCiJiuO pjnipbqiujhù hfitlph úiuuCifi^bbPD. npnùg о(п1|ЦЬ[ bü úbqnqnjuiú оЦЦ^шЬпФ l^bqLh орг)гиЦд(1Ш]Ь qúpujgeniú ипй^Ьрп-ашршршаЬ М< фш^Ц (87S^Sr)0= 0,7051 и 0.705315 hfiúppg: Шилфиф U 2пгф inbqujúiuLibpniú ùptuùp l|pnii5 bû Ьш15шщш1лши|иш[1ш-ршр 330±42 U 296±9 tyù tnujpfi hiuuuj^h uJtûujùnhù-iuù$hPnlhmLUJhù 4>ujghwjfi ршрйр шит^ЙшйЬ q|iuinbû-miùwtjqhû-ùniu^nilh|JiLujfi[i unip$ujgfiiujh( T = 680°С, P = 6,0 4pp)i3buiuii5npî>fiqi3, inbqniú imuiqhnqpujDh,J1ulJt1ù ümqúujjp hujtniúni| L шЦтп[итпС|Ь hbin dfiuJufiCi hûiuptuijnpnipjniù bü QÙôbnùnLÙ quiuibini hbpghùjmù hfidpfi 7^i3 l<uipiJuJÓpfi ùniufiù:

U2|utuiniuCigntc5 Ú2UjL(L(má t <uijuiuinuiGp dfiû^ebiîppjiuG Л1л5шйш1ф (tnüfi) umpujinpqpiuífiwt1, i5htui|npùbpfi ùnp uj2|uiiipiuqpiul|ujù шйЦшйтййЬрпЦ:

<ш]тЬшрЬрЦшА t nuljni ujprçjntûuipbpujl|uiù(2-22 q/ui) mmpniûujljnipjniO niùbgnq ùnp inHh hiuüßuijüuigniii' úbmuiúnp^hqúh ЬОршрЦЦшб gpnûùbph àlinij щшрфшЦ-Цшб рЬрг^тш^Г1 ¿Ьрипш^ийрЬ $>fiifiinCibpruú: ЦпшдшрЦЦпиЗ t ûujL i|bpul4ub[ ифимСф npnùnqiu-hbuiuj|iiniqujljaiù iU2|uuimiuùpûbpQ r?nim|ii|i hiuûpiujùtugùiuù ûnp ophùiU£Uiiïmipjniùûbp|i Ii úiugnip nniuifiifi bpail|ùbph hiujuiùujpbpiiluù l(iutquil|gnipjujúp: Ubp ^nqúfig hiujmúujpbpi}uió çbua(fi;ïimùbpo L тшЦпй^тйЬрр прпг npnûnqui-hbmui|uruqiu4iuû uJ2|utumuiùeûbph ^ршЦшдтфд hbmn Цшрпд bù ßüqqpl^bl <ршчпшй|1 Ьр1)шр[1 hmüßiu^jph 2iuhaiqnpóúiu[i дйршдрпиЗ:

Stqiuqjii[iu& t -4-4 ß/l-4-Ji U{mipi]hpm¡

<uiûàGiliu&t uiujuiqpmpjuiG 16.11.98p: <4uiinilbP 2?1: Su}uipuiûwli70:

SujwqpiJw& t «1-uii]jip» ljnnujtpmmliil[i inujwpmQniú: bpbiiuQ, SbpjuiQ 72:

, 6 оь

ц р «94

На правах рукописи

БУСЛОВ Михаил Михайлович

ТЕРРЕЙНОВАЯ ТЕКТОНИКА И ГЕОДИНАМИКА СКЛАДЧАТЫХ ОБЛАСТЕЙ МОЗАИЧНО-БЛОКОВОГО ТИПА (НА ПРИМЕРЕ АЛТАЕ-САЯНСКОГО И ВОСТОЧНО-КАЗАХСТАНСКОГО РЕГИОНОВ)

04.00.04 - геотектоника 04.00.01 - общая и региональная геология

АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

НОВОСИБИРСК - 1998

Работа выполнена в Институте геологии СО РАН

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук, профессор JI.M. Парфенов;

доктор геолого-минералогических наук В.А. Берниковский

доктор геолого-минералогических наук, профессор, член-корреспондент РАН М.И. Кузьмин

Ведущая организация: Геологический институт РАН, г. Москва

Защита состоится « &6 » ^е-х^ОтГ^Я- 1998 г. в "fO часов на заседании диссертационного совета Д 002.50.03 Объединенного института геологии, геофизики и минералогии СО РАН, в конференц-зале.

Адрес: 630090, Новосибирск, пр. Акад. Коптюга, 3. Fax 3832-332792, e-mail misha@uiggm.nsk.ru. С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке ОИГГМ СО РАН.

Автореферат разослан « » 1998 г.

Отзывы на автореферат (в 2-х экземплярах, заверенные печатью) просьба высылать по указанному адресу ученому секретарю совета.

Ученый секретарь

диссертационного совета, к.г,- м.н.

Е.М. Хабаров

ВВЕДЕНИЕ

Любые обобщения геологических данных традиционно производятся с использованием либо геосинклинальных, либо плитотектонических концепций. В зависимости от представлений исследователей возникают различные трактовки геологического строения регионов и взаимоотношений конкретных геологических объектов. Наибольшие разногласия вызывают вопросы о роли горизонтальных движений в формировании структуры складчатых сооружений, интерпретации возраста, структурного положения и генезиса офиолитов и метаморфических пород. В связи с этим обоснованное решение перечисленных вопросов может подтвердить или полностью опровергнуть представления той или иной концепции. Несомненно, что использование новой технической базы исследований, новых идей и, особенно, информации о молодых и современных геологических процессах имеет первостепенное значение в расшифровке геологического строения, тектоники и геодинамики древних складчатых сооружений, к наиболее сложным из которых относятся области мозаично-блокового типа. Классическим примером структур такого типа являются горные сооружения Центральной Азии, в том числе Алтае-Саянский и Восточно-Казахстанский регионы.

Автором получены новые данные, показавшие, что определяющую роль в формировании структуры перечисленных регионов играли горизонтальные движения, которые оказались более сложными и многоэтапными, чем предполагалось ранее. С точки зрения автора мозаично-блоковая структура рассматриваемых регионов может быть наиболее корректно и полно охарактеризована на основе геодинамического анализа с применением террейновой концепции плитной тектоники.

Если геодинамический анализ территории России проводился многими исследовательскими группами, то террейновая концепция (анализ) применялась Б.А.Натальиным, Л.М.Парфеновым, С.Д.Соколовым, А.И. Ханчуком и некоторыми другими учеными в тектонических обобщениях преимущественно мезозойско-кайнозойских структур Восточной Азии. Применение террейнового анализа на основе структурных, палеогеографических и палеомагнитных данных позволило во многих случаях провести качественные палеогеодинамические реконструкции складчатых областей этого региона.

Для других складчатых областей России, включая Центральноазиатский регион такого рода широкомаштабные исследования только начинаются, в частности в рамках международного проекта по составлению Геодинамической карты Северной и

Центральной Азии, юга российского Дальнего Востока, Кореи и Японии 1:5000000 масштаба. Этим определяется актуальность работы.

Целью исследования является решение проблем тектонического районирования и построение модели эволюции мозаично-блоковой структуры Алтае-Саянской области и Восточного Казахстана на новой методической основе с применением геодинамического анализа и террейновой концепции плитной тектоники. Для достижения этой цели решались следующие задачи:

• динамика и кинематика крупнейших разломов Алтае-Саянской области и Восточного Казахстана;

• обоснование выделения террейнов, образующихся в субдукционных и коллизионных обстановках;

• реконструкция на актуалистической основе последовательности геологических событий в формировании структуры областей мозаично-блокового типа;

• общие закономерности эволюции Палеоазиатского океана.

Фактический материал и методы исследования.

В основу диссертационной работы положены личные полевые исследования с 1977 г. в Алтае-Саянской области, Восточном Казахстане и Западной Монголии.

Методом детального геологического картирования составлены тектонические схемы на узловые участки, в которых широко распространены офиолиты и метаморфические породы, а также хорошо выражены крупнейшие разломы Алтая: Чарский и Рудно-Алтайский (Восточный Казахстан); Чарышско-Инской (Северо-Западный Алтай); Уймонский и Катунский (Центральный Алтай); Телецкий и Курайский (Восточный Алтай).

В ряде работ (Буслов, 1986, 1987 а, б, в, 1988, 1992 и др.) на основе детального геологического картирования "зон глубинных разломов" Горного Алтая автором показано, что каледонская структура регионов является в своей основе покровно-чешуйчатой линейной, но позже претерпела крупноамплитудные позднепалеозойско-мезозойские поперечные и продольные сдвиговые деформации, что и привело к созданию ее окончательного мозаично-блокового рисунка. Тематические работы на этих участках были направлены на получение биостратиграфических, геохимических, палеомагнитных и геохронологических характеристик совмещенных геологических тел. В работах по международному проекту IGCP N283 "Геодинамическая эволюция Палеоазиатского океана" автор участвовал в составлении рабочего макета "Tectonic transect шар across Russia-Mongolia-China (western part)" по территории западной части Алтае-Саянской области и

Восточного Казахстана. Был проанализирован огромный фактический материал и проведены специальные полевые работы в этих регионах для выявления структурных и геохимических особенностей Чарских офиолитов, Курайских островодужных и Чаган-Узунских океанических офиолитов Горного Алтая, включая бонинитовые серии примитивных островных дуг, субдукционных метаморфических пород повышенных давлений (Добрецов, Симонов, Буслов и др., 1992; Добрецов, Буслов, Симонов, 1992; ВиэЬу, Вегап, ОоЬ^боу, Бшопоу, 1993; \Vatanabe, ВцбЬу, Ко1аЬазЫ, 1993; Буслов, Ватанабе, 1996).

С 1993 по 1998 года автор участвовал в проекте ШТАБ "Континентальная рифтовая тектоника и эволюция бассейнов осадконакопления". Изучение мезозойско-кайнозойских и современных структур Центральной Азии показало масштабы деформации Евразии в результате косонаправленной, затем фронтальной коллизии Индостанского субконтинента. В его фронтальной части на месте киммерийского аккреционно-коллизионного пояса сформирована террейновая структура, характеризующая окраинно-континентальные сдвиговые перемещения более, чем на 2 ООО км (ОоЬг^боу, Ви51оу, Ое1уаих е1а1., 1997).

Особое внимание быыло уделено также изучению структуры, кинематики и динамики позднепалеозойских зон сдвигов Горного Алтая и Восточного Казахстана. Отобраны и в значительно мере проанализированы геохронологическим методом образцы метаморфических и магматических пород из зон смятий (Буслов, Синтубин, 1995; Синтубин, Буслов, Дасмаскено де Оливейра, 1995; Добрецов, Берзин, Буслов и др., 1995; Ое1уаих, Ви51оу, ОеЬапс1зс1шПег е1 а!., 1998; МеЫкоу, Ое1уаих, Тгаут, Виз1оу е1 а1., 1997; Згшгпоуа, ОеЬаг^сЬиПег, ВиБ1оу е1 а!., 1998)..

Палеомагнитные, структурные и геохронологические данные позволили оценить амплитуды, направленность и время проявления горизонтальных перемещений террейнов и построить геодинамические реконструкции. Полученные результаты послужили основой для выделения тектонических рубежей в эволюции структуры Центральной Азии.

Основные защищаемые положения и выводы:

1) Главными структурными элементами Алтае-Саянского и Восточно-Казахстанского регионов являются: а) позднепалеозойские крупноамплитудные сдвиги, разделяющие террейны, представленные б) фрагментами каледонских и герцинских аккреционно-коллизионных зон Сибирского и Казахстанского континентов, и в) террейнами гондванской

группы (Алтае-Монгольский и Чулышманский).

Сдвиговые деформации формируют коллаж террейнов, образованный в позднем девоне-раннем карбоне при столкновении Алтае-Монгольского и Чулышманского террейнов с Сибирским континентом и затем - в позднем карбоне-перми при столкновении Казахстанского и Сибирского континентов. В результате коллизий аккреционно-коллизионные окраины континентов разделились сдвигами и сопряженными надвигами на множество тектоно-стратиграфических единиц, которые тектонически перемешались друг с другом, нарушив первичную палеогеографическую зональность.

2) Коллизия Алтае-Монгольского и Чулышманского террейнов с окраиной Сибирского континента в позднедевонско-раннекарбоновое время сопровождалась формированием крупноамплитудных сдвиговых и надвиговых структур Чарышско-Теректинского, Курайско-Кузнецкого и Телецко-Башкаусского разломов. Коллизия Казахстанского и Сибирского континентов в позднем карбоне-перми сопровождалась левосторонними перемещениями вдоль Чарской офиолитовой зоны, Иртышской и Северо-Восточной зон смятий. Возраст деформаций для каждого коллизионного этапа закономерно омолаживается в сторону внутренних частей Сибирского континента, амплитуда движений по сдвигам уменьшается в этом же направлении от первых тысяч до первых сотен километров. Общая ширина зоны деформаций составляет 10001500 км.

3) Горно-Алтайская островная дуга сформирована по аналогии с западно-тихоокеанской активной окраиной. В ней выделены поздневендско-раннекембрийская аккреционная призма, состоящая из субдукциоиного коллажа террейнов: офиолитов, океанических островов и поднятий; поздневендская примитивная островная дуга; кембрийская нормальная островная дуга и преддуговый прогиб. Коллизия океанических островов с островной дугой играла определяющую роль в выводе к поверхности высокобарических пород.

4) Геодинамическая эволюция конвергентной границы Палеоазитского океана с Сибирским континентом состоит из следующих стадий: островодужных (У-С, 02-С,), активной континентальной окраины (0,.2), пассивной окраины (О-О,), коллизионных (е3-0, -причленение Кузнецко-Алтайско-Хантайширской островной дуги к Сибирскому континенту; 03-С, - столкновение Алтае-Монгольско-Чулышманского составного террейна с островодужной окраиной). В середине карбона произошло закрытие Иртыш-Зайсанской ветви Палеоазиатского океана и столкновение Казахстанского и Сибирского континентов.

Теоретическое и практическое значения. Результаты исследований, проведенных на базе геодинамического анализа и террейновой концепции плитной тектоники могут служить основой для:

1) составления детальных геологических карт при проведении геологического картирования складчатых областей; 2) составления тектонических и геодинамических карт и схем складчатых областей, палеотектонических и геодинамических реконструкций; 3) проведения металлогенического анализа и прогнозирования полезных ископаемых.

Научная новизна. Личный вклад. Предложен новый подход в тектоническом районировании мозаично-блоковых областей на примере Алтае-Саянского и Восточно-Казахстанского регионов. Используя геодинамический анализ и террейновую концепцию плитной тектоники охарактеризованы три типа структур: террейны гондванской группы, а также аккреционно-коллизионные пояса и наложенные на них крупноамплитудные коллизионные сдвиги. Аккреционно-коллизионные пояса состоят из террейнов (фрагментов офиолитов, океанических поднятий и гор), совмещенных по надвигам и сдвигам в результате субдукций плиты Палеоазиатского океана. Показано, что в венд-кембрийское и девонско-раннекарбоновое время конвергентная граница Палеоазиатского океана с Сибирским континентом развивалась как активная окраина. Сформированные окраинно-континентальные комплексы были деформированы в позднем девоне-раннем карбоне и затем — позднем карбоне-перми крупно-амплитудными коллизионными сдвигами, нарушившими первичную палеогеографическую зональность. Коллизионные сдвиги формируют коллаж террейнов, состоящий из фрагментов древних аккреционно-коллизионных структур. Сдвиги образованы в результате коллизии и поворотов Сибирского, Казахстанского континентов и террейнов гондванской группы (Алтае-Монгольского и Чулышманского).

На основе корреляции структурных, геохимических, палеомагнитных, геохронологических и биостратиграфических данных выявлено:

• определяющую роль в формировании структуры мозаично-блоковых областей Восточного Казахстана и Алтае-Саянской области играли крупноамплитудные сдвиги (до нескольких тысяч км), проявившехся в два этапа: 03-С, и С2-Р в результате коллизии, соответственно, Алтае-Монгольско-Чулышманского террейна с Сибирским континентом, Казахстанского и Сибирского континентов;

• широкое развитие каледонских покровно-чешуйчатых структур, деформированных сдвигами.

• возраст «выступов древнего основания» составляет в 400-380 млн. лет для Курайского зонального метаморфического комплекса востока Горного Алтая и в 370-340 млн лет для нарушающих его сдвиговых зон. Период проявления сдвиговых деформаций для Телецко-Башкаусской зоны смятия выявлены в 350-318 млн. Лет. Возраст голубых сланцев Уймонской зоны определен как 455-400 млн лет, метаморфических пород, связанныз с Горно-Алтайской островной дугой - 630-520 млн. лет;

• офиолиты Горного Алтая разделяются на: 1) позднерифейско-раннекембрийские океанические в составе аккреционных призм в форме тектонических пластин и блоков, заключенных в серпентинитовые меланжи в ассоциации с высокобарическими породами, 2) венд-кембрийские островодужные в фундаменте развитых островных дуг с сохранением полных разрезов офиолитовой ассоциации, и 3) позднекембрийско-раннеордовикские океанические (засурьинская свита) в составе кпупноамплитудной Чарышско-Теректинской зоны сдвигов;

• в составе Бийско-Катунско-Баратальской аккреционной призмы и Чарском поясе широко представлены породы палеоокеанических островов. Их коллизия с островной дугой играла определяющую роль в выводе к поверхности высокобарических пород;

• разделение горно-алтайской серии на четыре части, совмещенные по крупноамплитудным сдвигам: средне-верхнекембрийские турбидиты преддугового прогиба Ануйско-Чуйской зоны, верхнекембрийские туфогенно-осадочные турбидиты Западно-Саянского террейна и позднерифейско-раннекембрийские турбидиты Алтае-Монгольского и Чулышманского террейнов.

Таким образом, новые данные позволяют утверждать, что структура Алтае-Саянского и Восточно-Казахстанского регионов создана в результате проявления разновозрастных крупноамплитудных горизонтальных движений. В связи с этим при изучении их геологического строения нужно использовать комплексный подход и в первую очередь доказать автохтонность разделенных разломами структурных единиц и лишь после этого делать соответствующие выводы в тектоническом районировании, палеогеографии, палеогеодинамики и металлогении рассматриваемых регионов.

Основное содержание работы изложено в более чем 70 работах, из них 1 монография, 2 путеводителя и 1 геологическая карта.

Апробация работы. Результаты исследований докладывались и обсуждались на региональных тематических совещаниях (Бийск, 1985, 1988; Новокузнецк, 1986, 1987; Новосибирск, 1988; Иркутск, 1992) на

Всесоюзных тектонических совещаниях (Новосибирск, 1991), на Тектонических совещаниях Межведомственного тектонического комитета (Москва, 1994, 1998), на международных симпозиумах в рамках проекта МПГК 283 "Геодинамическая эволюция Палеозиатского океана" (Новосибирск, 1993, Саппоро, 1994), проекта IGCP-420 «Рост континентальной коры в фанерозое (восточная часть Центральной Азии)» (Урумчи, 1998) и проекта INTAS "Тектоника континентальных рифтов и эволюция бассейнов осадконакопления" (Страсбург, 1994, Брюссель, 1995, Новосибирск, 1996, Гент, 1998), на Международном геологическом конгрессе (Киото, 1992), на 5-ом Международном Совещании по Тектонике Плит (Москва, 1995), на Международном Палеомагнитном Семинаре (Исламабад, 1996). Многие вопросы работы обсуждались в российских и совместных международных экспедиционных работах и геологических экскурсиях, организатором и гидом которых автор был с 1993 по 1998 годы по проекту INTAS и соглашению о сотрудничестве между ОИГГиМ и Университетом Хоккайдо (Япония), а также в экскурсиях Межведомственного тектонического комитета и Международного проекта IGCP 283 по геодинамике и тектонике Горного Алтая (1991, 1993).

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит: из введения, Чглав, заключения; содержит ЗР(? страниц текста, 3 таблицы, 47 рисунков и списка литературы из J<f~наименований.

Работа была начата в лаборатории геотектоники ИГиГ СО АН под руководством член-корреспондентов К.В. Боголепова и Ч.Б. Борукаева и завершена в лаборатории геологической корреляции Института Геологии СО РАН, возглавляемой академиком H.JT. Добрецовым. Несомненно, многие из рассматриваемых в диссертации вопросов разрабатывались совместно с коллегами. В связи с участием в международных проектах, полевых работах и экскурсиях автор получил возможность обсудить многие проблемы геологии на конкретных геологических объектах с ведущими зарубежными и российскими учеными.

Структурный анализ разломных зон и зон смятий проводился совместно с профессорами Д. Дельво, Я. Клерксом, М. Синтубином и К. Теннисеном (Бельгия), а также Б. Деханшуттером (Бельгия) и J1.B. Смирновой. Геохимические и минералогические исследования пород выполнены совместно с академиком H.JI. Добрецовым, профессором Т. Ватанабе (Япония), В.А. Бобровым, И.Ю. Сафоновой, В.А. Симоновым.

Геохронологический изотопный анализ пород сделан совместно с профессорами Т. Ватанабе и Т. Итая (Япония), A.B. Травиным. Палеомагнитные исследования выполнялись совместно с С.С. Брагиным, А.Ю. Казанским, H.H. Семаковым, C.JI. Куренковым, профессором

И. Фудживара (Япония).

Палеонтологическое определение возраста кремнистых пород сделано профессором К. Ивата (Япония), Н.В. Сенниковым и О. Обут.

На всех этапах исследования автор пользовался советами и помощью специалистов в различных областях геологии: А.К. Башарина, С.Ю. Беляева, H.A. Берзина, П.М. Бондаренко, А.Г. Владимирова, O.A. Вотаха, A.C. Гибшера, Я.Н. Гутака, Н.И. Гусева, А.Б. Дергунова, А.Н. Диденко; Е.А. Елкина, В.Д. Ермикова, Л.П. Зоненшайна, В.А. Зыбина, А.Э. Изоха, H.H. Крука, П.П. Кузнецова, М.И. Кузьмина, Л.В. Кунгурцева, Б.А. Натальина, A.A. Оболенского, Л.М. Парфенова, Н.В. Сенникова, Е.В. Склярова, Ю.К. Советова, В.А. Соловьева, Т.Н. Херасковой, Б.М. Чикова, С.П. Шокальского, Г.С. Федосева и многих других. Автор выражает искреннюю признательность и благодарность всем выше названным специалистам.

Автор также искренне признателен и благодарен У.А. Литасовой и Л.В. Смирновой за помощь в подготовке текста в печать и графических приложений.

Глава 1. Обзор сложившихся тектонических концепций и методика террейнового анализа

В 50-60-х годах нашего столетия, начиная с работ В.П. Нехорошева и В.А. Кузнецова, в складчатых областях Центральной Азии выделены два основных структурных элемента: структурно-формационные зоны и глубинные разломы. Считалось, что глубинные разломы - долгоживущие и проявляются на одном месте. Они являются структурами, контролирующими: 1) мантийный и коровый магматизм; 2) метаморфизм пород в зонах смятий; 3) глыбовые вертикальные движения, приводящие к складчатости и перерывам в осадконакоплении, а также смене фаций и мощностей осадков на границах структурно-формационных зон.

В последнее десятилетие складчатые сооружения Центральной Азии были охарактеризованы в работах H.A. Берзина, А.Б. Дергунова, Н.Л. Добрецова, Л.П. Зоненшайна, A.A. Моссаковского, М.И. Кузьмина и многих других исследователей как аккреционно-коллизионные сооружения. Сделаны выводы, что: 1) разновозрастные аккреционно-коллизионные зоны образованны в венде-раннем карбоне последовательным причленением к Сибирскому континенту островных дуг, микроконтинентов и фрагментов литосферы Палеоазиатского океана. Коллизия перечисленных структур друг с другом и Сибирским континентом является основным механизмом структурно-вещественных преобразований земной коры Центральной Азии в палеозое; 2)

мозаично-блоковая структура региона создана преимущественно изометричными в плане крупными телами микроконтинентов (Алтае-Монгольского, Томского, Дербинского, Канского, Сангиленского и Центрально-Монгольского), заключенными среди островных дуг и аккреционных призм, а также механизмом «косой» субдукции (Берзин, 1996, автореф. докт. дисс.), приводящим к крупным горизонтальным смещениям вдоль окраины континента.

Близкая точка зрения высказана в работах А.Н. Диденко, А.А. Моссаковского, Д.М. Печерского, C.B. Руженцева, С.Г. Самыгина, Т.Н. Херасковой (Моссаковский и др., 1993; Диденков и др., 1994), но они обратили большее внимание на роль продольных и поперечных сдвигов в процессе закрытия Палеоазиатского океана.

Согласно другой модели (Sengor et al., 1993; Шенгёр и др., 1994) в истории Палеоазиатского океана существовала единая венд-палеозойская субдукционная граница, над которой сформировались островные дуги (Тувино-Монгольская и дуга Кипчак). В течение палеозоя в результате дрейфа и вращения Сибирского и Восточно-Европейского континентов произошли деформации дуги, выраженные в формировании ороклинальных изгибов, многочисленных повторениях ее фрагментов по сдвигам. Наиболее важными эпизодами в формировании аккреционного коллажа алтаид считаются правосторонние позднекарбоновые, а затем -левосторонние позднепермские смещения, обусловленные сближением и вращением Восточно-Европейского континента относительно Сибирского континента. Тектоническая эволюция алтаид сравнивается с мезозойско-кайнозойской эволюцией Северо-Американских Кордильер (особенно Аляски) и тихоокеанских структур востока Азии.

Хотя в перечисленных моделях и существуют некоторые различия, но они сходны в главном, а именно - в том, что ведущую роль в эволюции Палеоазиатского океана и формировании структуры Центральной Азии играли крупноамплитудные горизонтальные движения, обусловленные перемещениями всего ансамбля плит. Одни из них связаны с поглощением и преобразованием океанической коры в зонах субдукций ("фронтальной" и "косой"), а другие - с формированием сдвигов в результате коллизии и вращения крупных континентальных блоков.

По нашему мнению, в анализе геологических формаций складчатых областей мозаично-блокового типа нужно определить не только их современный геодинамический аналог, но и степень нарушения первичной палеогеографической зональности. Такой подход позволит оценить масштабность и тип структурных преобразований на границах литосферных плит и, во многих случаях, определить

многоэтапность их проявления (например, «фронтальная» субдукция —> "косая" субдукция —» коллизионные надвиги -» коллизионные сдвиги).

В истории формирования каледонид Алтае-Саянской области и герцинид Восточного Казахстана, расположенных между Казахстанским и Сибирским континентами и сложенных рановозрастными аккреционно-коллизионными зонами, в состав которых включены крупные террейны гондванской группы, следует ожидать сложный и многоэтапный сценарий формирования структуры с сочетанием всех перечисленных выше четырех основных типов субдукционно-коллизионных и коллизионных обстановок.

В диссертации приводится фактический материал, который позволяет сделать вывод, что тектоническое районирование мозаично-блоковых областей Алтае-Саянского и Восточного Казахстана регионов, сделанное в рамках геосинклинального учения, резко отличается от представлений плитной тектоники. В геосинклинальном учении преобладает «стратиграфический» подход в решении вопросов взаимоотношения геологических тел и фиксированном их положении относительно друг друга в длительный период времени. В террейновом анализе (Dewey et al., 1991) зоны складчатого пояса считаются аллохтонными до тех пор, пока не может быть установлена их автохтонность по отношению к соседним террейнам или кратону. Если эта автохтонность не может быть доказана, или может быть опровергнута, то террейны считаются "чужими". В конечном счете складчатый пояс рассматривается как "смесь" террейнов, для которого надо показать степень их аллохтонности, т.е. являются ли они незначительно перемещенными, принесенными издалека или вообще непонятного экзотичного происхождения.

Теория плитной тектоники предусматривает прежде всего возможность сближения фрагментов самых различных геодинамических обстановок, принадлежащих различным плитам. Сформированные террейновые структуры являются результатом комбинированных движений в системе субдукция (фронтальная и (или) "косая") - коллизия ("фронтальная" и (или) "косая"). В связи с этим, при изучении конкретных геологических объектов, в первую очередь нужно доказать их автохтонность, а затем строить различные реконструкции. Террейновый анализ состоит из двух этапов. Сначала выделяются тектоно-стратиграфические единицы, органиченные разломом, а затем определяются время и способ соединения террейнов, а также их геодинамическая природа и место изначального формирования. Несомненно, такой подход очень сложный и требует корреляции данных, полученных при междисциплинарном изучении регионов. Лишь после

этого можно получить правильную качественную характеристику их геологического строения и избежать ошибок, связанных с упрощенным "стратиграфическим" подходом в решении как региональных, так и глобальных проблем геодинамики, металлогении и тектоники складчатых областей.

Глава 2. Субдукционно-коллизионная модель взаимодействия Индо-Австралийской и Евразиатской плит

Субдукционно-коллизионная модель взаимодействия Индо-Австралийской и Евразиатской плит рассмотрена и использована в диссертации как актуалистическая основа палеогеодинамических и палеотектонических реконструкций Восточного Казахстана и Алтае-Саянской области. По данным миграции магматических образований Индоокеанской горячей точки и их палеомагнетизму (Duncan, Storey, 1992; Yoshida, Khadim, 1995) Индо-Австралийская плита совместно с Индийским субконтинентом с верхнемелового времени двигалась в северо-северо-восточном направлении, субдуцируя под Евразиатский континент. Мантийный магматизм образует дугообразную в плане линию протяженностью около 5 ООО км, которая состоит из вытянутого в цепочку плато Маскарен, хребта Чагос-Лаккадивес, плато Деккан и Бибай. Возраст пород закономерно омолаживается с севера на юг в интервале 0-83 млн. лет. Судя по искривлению траектории миграции магматизма горячей точки в хребте Чагос-Лаккадивес (возраст вулканитов 57-45 млн. лет) Индийская плита в начале кайнозоя начала смещаться в северо-западном направлении. Смена направления движения плиты связана со столкновением Индийского субконтинента с Евразией. В дальнейшем субконтинент скользил вдоль ее окраины до столкновения с Памирским упором.

Согласно палеомагнитным данным (Achache et al., 1994; Xuebing D. et al., 1990; Yaoxiu Z. et al., 1990 и др.) третичные отложения Кайдамского бассейна, расположенные в центре Азии, и одновозрастные отложения Гондванской окраины из Тибетского плато и Гималайского орогенного пояса (Гималайский, Гандайский и Кинтанский террейны), а также Индийского субконтинента имеют четкую закономерность в амплитудах перемещения. Субконтинент продвинулся в палеогене (60-35 млн лет) на север на расстояние более 2000 км, а перечисленные террейны сместились под его воздействием' в северо-западном направлении со следующими амплитудами меридионального дрейфа: Гималайский террейн - 2664 км, Гандайский террейн - 1980 км, Кинтанский террейн - 550 км. Кайдамский бассейн, наиболее удаленный от Индийского субконтинента, сместился на 110 км. Таким образом, чем

ближе расположены террейны к Индийскому субконтиненту, тем больше амплитуда их перемещения. Смещения к северу в палеогене на 2000 км выявляются и по палеомагнитным данным (Thomas et al., 1993) для третичных отложений Иссык-Кульской и Ферганской впадин из Киргизского Тянь-Шаня. Поле Тянь-Шаньского мантийного магматизма в палеогене синхронно сместилось к югу в Тибет также на 2000 км (Dobretsov, Buslov, Del vaux et al., 1996).

Таким образом, на примере кайнозойского субдукционно-коллизионного взаимодействия Индо-Австралийской и Евразиатской плит хорошо виден результат субдукции с последующей коллизией ("косой", затем "фронтальной") континентальных масс. В конце мела-начале кайнозоя Индийский субконтинент сблизился с Евразией и двигался вдоль нее в период 60-35 млн лет с поддвиганием по принципу "косой" коллизии. Скорость движения субконтинента составляла около 10 см/год (2000-2600 км за. 25 млн лет). На краю Евразии из киммерийского аккреционно-коллизионного пояса вдоль сдвигов формируется закономерная террейновая структура шириной более чем 1000 км. Возраст сдвигов омолаживается к северу в сторону от активного Индийского субконтинента. В этом же направлении уменьшается амплитуда сдвиговых смещений. После начала "фронтальной" коллизии субконтинента с Памирским упором (35 млн лет) амплитуды движения вдоль разломов резко уменьшились до первых сотен километров, но деформации и вращения блоков проникли в глубь Евразии на тысячи километров. В зависимости от направления сжатия и простирания границ стабильных блоков формируется парагенезис трех структурных форм: сдвиги-надвиги-зоны растяжения с преобладанием каждой из них в конкретных структурах (Dobretsov, Buslov, Delvaux et al., 1996).

Глава 3. Террейновая тектоника и геодинамика Алтае-Саянской области и Восточного Казахстана

1. Новые данные по геологии палеозоид Алтае-Саянской области и Восточного Казахстана и модель формирования мозаично-блоковой

структуры

За последние 10-15 лет в геологическом строении палеозоид рассматриваемых регионов с участием автора получены новые данные по шести опорным участкам: Чарскому, Рудно-Алтайскому (Восточный Казахстан), Чарышско-Инскому (Северо-Западный Алтай), Уймонскому и Катунскому (Центральный Алтай), Телецкому и Курайскому (Восточный Алтай). Чарский участок характеризует структуру сочленения Казахстанского и Сибирского континентов. Остальные

участки - D3-C структуру сочленения Алтае-Монгольского и Чулышманского террейнов с Сибирским континентом и ее реактивацию в позднекарбоново-пермскую (коллизия Казахстанского и Сибирского континентов) эпоху. На Катунском и Курайском участках наиболее полно представлены геодинамические комплексы вендско-кембрийской островодужной системы, характеризующие эволюцию Палеоазиатского океана.

Чарская межконтинентальная зона сдвиговых деформаций (рис. 1) состоит из нескольких аллохтонных структурных единиц (террейнов), которые частично соответствуют аккреционным комплексам (включая офиолиты и высокобарические породы) Западной Джунгарии, частично являются аккреционными комплексами и фрагментами Жарма-Саурской и, возможно, Рудно-Алтайской островных дуг.

Столкновение Сибирского и Казахстанского континентов в позднем карбоне-ранней перми привело к совмещению по сдвигам и перемешиванию геодинамических комплексов их окраин. В Чарской сутуре можно выделить следующие тектонические единицы, различающиеся по строению, возрасту и геодинамической принадлежности (Беляев, Буслов, 1980; Ермолов и др., 1981; Добрецов и др., 1979; Iwata, Obut, Buslov, 1996; новые данные): Раннепалеозойский субдукционный меланж 1-го типа, расположенный в юго-восточной части Чарской зоны. В составе блоков меланжа характерны метаморфические породы высоких давлений. Метаморфиты высоких давлений представляют собой метагаббро-метадиабазы, метабазальты, родственные им метатуфы, метаграувакки и метаморфизованные глубоководные кремнистые осадки, т.е. почти полный набор метаофиолитов (Добрецов и др., 1979).

Новые геохронологические данные, полученные K-Ar методом по мусковиту, развивающемуся по эклогитам, гранатовым амфиболитам и глаукофановым сланцам, укладываются в узкий возрастной интервал 429-444 млн лет (семь определений) и характеризуют, вероятно, время (поздний ордовик-ранний силур) вывода высокобарических пород к поверхности. Возраст субдукционных пород древнее, возможно, кембро-раннеордовикский (Добрецов, Пономарева, 1969). Близкие по возрасту высокобарические породы известны в юго-западной части Западной Джунгарии. Здесь, голубые сланцы Танбале в виде блоков ассоциируют с офиолитами, датируются поздним кембрием-ранним ордовиком (Chi et al, 1993; Сяо Сючань и др., 1994).

С раннепалеозойскими высокобарическими образованиями в Чарском поясе структурно связаны блоки и чешуи вулканогенно-кремнистых пород с остатками радиолярий и конодонтов D2-C, (Ивата и

работы П.В.Ермолова и др. (1985) и новых данных).

1-6-тектонические единицы офиолитов Чарского пояса: 1 -PZ,серпентинитовый меланж I типа с блокамивысокобарических пород, 2 - О серпентинитовый меланж II типа с блоками слабоюмененных перидотитов н габброидов, 3 - полимиктовый серпентинитовый меланж III типа, содержащий фрагменты серпентинитового меланжа I и II типов, океанической коры ордовикско(?)-раннекарбонового возраста, островодужных систем Казахстанского и Сибирсюэго континентов; 4-6 - наиболее крупные блоки пород океанической коры: 4 - Dj океанических островов (базальты и кремни), 5 - D,., океанических поднятий (рифогенные известняки), 6 - О габброидов; 7-11 - визейско-намюрские комплексы аккреционной призмы и преддугового прогиба: 7 - визейские олистостромы, 8 -пластины визейских олистостром, верхнедевонско-раннекарбоиовых рифогенных известняков, кремнистых пород и океаниче ских вулканогенно-кремнистых образований, 9 -пластины визейских олистостром, раннекарбоновых рифогенных известняков, среднедевонско-раннекарбоновых вулканогенно-кремнистых пород (офиолитов и океанических поднятий), разделенных серпентиннтовым меланжем, 10 - пластины среднедевонско- раннекарбоновых вулканогенно-кремнистых пород океанической литосферы и визейских олистостром; 11 - турбндиты преддуговых прогибов; 12-14 -коллизионные образования: 12 - Сг континентальная моласса, 13 - щелочные вулканиты, 14- С3-Р, преимущественно сдвиги; 15 - постколлюионные Р,-Т, интрузии гранитов.

др., 1994; Iwata, Obut, Buslov, 1996), а также карбонатных пород силура, раннего девона и живета. Вулканиты относятся к нормальным и щелочным толеитовым базальтам, имеющим геохимические характеристики базальтов СОХ (N-MORB) и океанических поднятий и островов (OIB). Силурийско-девонские карбонатные породы являются, вероятно, образованиями океанических поднятий и островов. Возраст указанных блоков свидетельствует, что при завершении формирования меланжа 1-го типа происходил захват пород древней субдукционной зоны (С-0|), более молодых океанических островов и офиолитов в условиях подъема к поверхности и затем сдвиговых перемещений.

2. Ордовикский офиолитовый меланж 11-го типа, включающий разновеликие блоки и чешуи пород океанической коры, в том числе лавы базальтового состава, содержащие прослои кремнистых алевролитов и яшмоидов с радиоляриями среднего девона-раннего карбона (Ивата и др., 1994; Iwata, Obut, Buslov, 1996). Лавы относятся к плагиобазальтам со щелочным уклоном и высоким содержанием глинозема и титана, а также толеитовым низкотитанистым базальтам (Полянский и др., 1979, новые данные), которые формировались в условиях срединно-океанических хребтов.

Близкий по составу офиолитовый пояс развит в Западной Джунгарии. Он протягивается на расстояние более 250 км вдоль разлома Найла и состоит из нескольких офиолитовых тел: Барлик, Хонгулеленк, Хебукесайр, возраст которых соответствует ордовикскому (Chi et al., 1993).

3. Позднекарбоново-раннепермский полимиктовый меланж Ш-го типа, разделяющий чешуйчатые структуры. Совместно они трассируют зоны молодых сдвигов и доминируют в регионе, ограничивая в целом Чарские офиолиты. Тектонические чешуи и блоки пород внедрены в зону сдвигообразования из окраин столкнувшихся континентов. Обычно он ориентирован в северо-западном направлении согласно простиранию Чарской зоны сдвигов. Этому же направлению подчиняется ориентация чешуй и блоков, заключенных в меланж. Состав их самый разнообразный и включает также породы, захваченные из субдукционной и офиолитовой тектонических единиц.

Корреляция данных по стратиграфии и составу разрозненных палеозойских тектонических единиц, представленных океаническими островами, офиолитами, олистостромами, высокобарическими субдукционными метаморфитами и др., а также их структурное положение, доказывают, что Западная Джунгария, Тарбагатайская, Жарма-Саурская и Чарская зоны являются фрагментами единого

палеозойского аккреционного комплекса, сильно усложненного позднекарбоново-раннепермскими сдвигами.

Рудно-Алтайская зона (террейн) расположена между Курчумско-Иртышской и Северо-Восточной зонами сдвигов. В основании разреза зона представлена осадочно-вулканогенными породами океанической коры силурийско(?)-раннедевонского возраста (Грицюк и др., 1995; Гутак, 1997). Породы изменены до зеленосланцевой фации метаморфизма и по составу разделены на три части. Наиболее древние из них сложены метасланцами апобазальтового состава. Стратиграфически выше залегает фациально изменчивая толща, состоящая из орто- и парасланцев. Она надстраивается толщей метаморфизованных песчаников и глинистых сланцев (корбалихинская свита), датированных по находкам фитопланктона и спор ранним девоном (лохковский и пражский ярусы) (Гутак, 1997). Океаническая кора среднего палеозоя надстраивается раннеэмскими известково-глинистыми и полимиктовыми песчаниками, которые трактуются (Грицюк и др., 1995) как осадки, предшествующие поглощению океанической коры в зоне субдукции, т.е. преддуговому прогибу.

Вышезалегающие образования Рудно-Алтайского террейна представлены мощным разрезом девонско-каменноугольных пород. Эмско-раннеживетская часть разреза сложена терригенными породами и рифогенными известняками, которые накапливались вблизи островодужной системы и содержат прослои туфов и полимиктовых внутриформационных песчаников и конгломератов. По набору эмской фауны (Елкин и др., 1994) отложения Рудно-Алтайского террейна близки к отложениям Салаира. В позднем живете-позднем девоне и раннем карбоне на Рудном Алтае формировались вулкано-плутонические островодужные образования. Их слои смяты в асимметричные брахиформные складки северо-западного простирания, аналогичного простиранию ограничивающих террейн разломов.

По палеомагнитным данным, полученным по стратотипическому девонскому разрезу вблизи г. Змеиногорска, эмские песчаники и алевролиты березовской свиты формировались в районе 28° СШ, а живетские туфы заводской свиты - 20-21° СШ. Таким образом, Рудно-Алтайский террейн в эмско-живетское время сместился к югу на 7-8°, что составляет расстояние около 800-1000 км.

Чарышско-Инская зона (рис. 2) северо-западной части Горного Алтая является деформированной чешуйчатой структурой, расположенной между позднекарбоново-пермскими Северо-Восточным и Бащелакским разломами в пределах зоны позднедевонско-раннекарбоновых сдвигов Чарышско-Теректинского разлома. Она имеет

ширину до 120-130 км и состоит из пяти деформированных структурных единиц (с запада на восток): 1 - Инской, 2 - Курья-Акимовской, 3 -Чарышской, 4 - Засурьинской, 5 - Талицкой. Структура сформирована в ордовике-силлуре в составе Чингизской островной дуги и затем дополнительно осложнена сдвигами в три этапа: 1) позднедевонский, 2) позднекарбоново-раннепермский и 3) триас-юрский.

Первый этап характеризуется причленением фрагмента островной дуги совместно с Алтае-Монгольско-Чулышманским террейном к Сибирскому континенту. Оно сопровождалось правосторонним смещением вдоль Чарышско-Теректинского разлома, которое привело к деформациям островодужных образований и формированию чешуйчатой структуры во фронтальной части Алтае-Монгольско-Чулышманского террейна. В строении шовной зоны принимают участие сложные по составу вендско-эйфельские образования, отколовшиеся от Алтае-Монгольского террейна и Горно-Алтайской зоны Сибирского континента, а также террейны (засурьинская и чарышская структурные единипы), представляющие собой фрагменты впервые обнаруженной в Алтае-Саянской области позднекембрийско-раннеордовикской океанической коры и ордовикского преддугового прогиба. По палеомагнитным данным средне-верхнекембрийские турбидиты суеткинской свиты (Инская тектоническая пластина) сформированны на палеоширотах 24°±9° С.Ш., а океанические лавы позднекембрийско-раннеордовикской засурьинской свиты - 4°± 10° С.Ш.

Основным событием второго этапа является проявление левосторонних смещений вдоль Северо-Восточной и Бащелакской зон смятий, которые нарушили созданную структуру и совместили Рудно-Алтайский террейн с Салаиро-Алтайским и Алтае-Монгольским террейнами. Позднепермско-раннетриасовые гранитоиды прорывают все три террейна и свидетельствуют о завершении крупноамплитудных сдвиговых перемещений в регионе. Деформации третьего триас-юрского этапа незначительно изменили позднепалеозойскую террейновую структуру Рудного и Горного Алтая и проявились в малоамплитудных сдвигах, нарушающих позднепермско-раннетриасовые граниты.

Пластины позднекембрийской-раннеордовикской коры и ордовикского преддугового прогиба совместно с ордовикско-силурийскими образованиями Улаганской и Еринатской структур Восточного Алтая представляют собой, вероятно, фрагменты Чингизской островной дуги, отделяющей террейны и микроконтиненты Гондванской группы от Сибирского континента. Коллизия Алтае-Монгольского и Чулышманского террейнов с окраиной Сибирского континента привела к деформации островодужных образований, которые распались на

множество тектонических чешуй в их фронтальной части. Дальнейшая компрессия террейнов сопровождалась в позднем девоне-раннем карбоне формированием зон сдвигов и метаморфизма (Чарышско-Теректинский, Курайско-Кузнецкий и Телецко-Башкаусский сдвиги).

Уймонский СТеректинский) участок (рис. 3) расположен в центральной части Горного Алтая в зоне Чарышско-Теректинского разлома и представляет собой террейн со среднедевонской чешуйчатой структурой, ограниченный позднедевонско-раннекарбоновыми сдвигами (Буслов, 1986, 1987а , 19876, 1992; Добрецов, Буслов, Симонов, 1992). Зеленосланцевый диафторез в зонах тектонических контактов и вторичное рассланцевание пород создают видимость постепенных переходов между породами структурных единиц Уймонского террейна. Обобщенный разрез чешуйчатой структуры террейна представлен следующими структурно-вещественными единицами (с севера-запада на юго-восток):

1. Песчано-сланцевая толща среднего палеозоя, несогласно перекрытая ранне-среднедевонскими вулканогенно-осадочными породами Коргонской зоны. Глинистые породы толщи содержат микрофосиллии силура-раннего девона (Козлов и др., 1995). Через зону (мощность до 100-200 м) зеленых милонитовых сланцев она граничит с теректинской свитой.

2. Метавулканогенно-карбонатно-терригенная теректинская свита среднепалеозойского (?) возраста представлена эпидот-кварц-альбит-хлоритовыми и хлорит-альбит-карбонатными породами. Среди них встречаются прослои кварцитосланцев, кристаллических мраморов, метабаз альтов.

3. Глубокометаморфизованные породы эпидот-амфиболитовой, частично амфиболитовой фации протягиваются невыдержанной по мощности прерывистой полосой субширотного простирания почти на 100 км. В крайней восточной части Уймонской зоны пластина глубокометаморфизованных пород известна под названием Тургундинского метаморфического комплекса. Возраст пород из биотит-амфиболовой зоны определен как S, (Ar-Ar метод по амфиболам: 415+3, 418±3,418±2).

4. Метавулканогенная уймонская свита с возрастом метаморфизма 455-400 млн лет (K-Ar даты) представлена частично теми же породами, что и теректинская свита. Главные отличия заключаются в повышенном содержании метавулканогенных сланцев, роль которых в разрезах достигает 40-60%, отсутствии карбонатных (мергелистых) сланцев и наличии глаукофана, кроссита, винчита.

Рис. 2. Геолого-спруюурная схема северо-западной часта Горного Алтая (составлена с использованием работ ЮИвата и др., 1997 и А-Г.Владимиров и др., 1997).

1 -8 - структурные единицы Чарыщсмо-Тереетинской зоны смятия: 1-4 - Инская (1 - суетхинская свита, €,.,; 2-карбонатные н 3 - те рригенно-карбонатные породы, 0-8; 4 -осадочно-вулканогенкые образования, О, Д 5 - Курья-Акимове кая (кукуйская свита, 01Л); б -Чарышская (чарышская и суеткинская свиты, О, .0; 7 - Засурьинская (засурьинская свита, С,-О,); 8 —Талицкая (маралихииская свита, У-£,); 9 - амфибол-биотктовые граниты, Р^Т,; 10 • граниты и лейкограннты, И,-С,; 11 - биотит-роговообманмэвые граинтоиды, 0]-С,; 12 -амфибол-бнотатовые граниты, Эг3; 13 - габбро-диорнт-гранодиоркты, О,; 14- разломы; 15 -стратиграфические границы.

Рис. 3. Геолого-струетурная схема Унмонскон зоны.

1-неоген-четвертнчные осадки Уймонской впадины; 2-нерасчлененные осад очно-вулканогенные образования раннего-среднего девона; 3-среднепалеозойская песчано-сланцевая толща; 4-среднепалеозойская (?) зелено сланцевая теректанская свита; 5 - среднепалеозойская глаукофан-зеленосланцевая уймоиская свита; 6 • офиолиты; 7-ордовикско-раннесилурийский Тургудннский метаморфический комплекс; 8-раннепалеозойскне кремнисто-осадочно-туфогенная и андезито-6 аз альтовая толщи сугашской свиты; 9-позднерифейские турбндиты Алтае-Монгольского иикро континента; 10-нерасчлененные Р2,., граинтоиды; 11 - Рг, сдвиги; 12 - Рг,., надвиги; 13 - литолого-стратиграфические границы.

5.Кембрийско-ордовикские офиолиты, представленные преимущественно кремнисто-вулканогенно-осадочными породами и гипербазитами. Гипербазиты почти повсеместно превращены в серпентинитовые сланцы, среди которых находятся овальные глыбы массивных серпентинитов, реже серпентинизированных дунитов, пироксенитов, габбро и родингитов.

К югу от Уймонской зоны на границе с Алтае-Монгольским террейном закартирована чешуйчатая структура (Буслов, 1992), состоящая из ранне-среднеордовикской осадочно-туфогенной, позднекембрийско-раннеордовикской кремнистой (нижняя подсвита сугашской свиты) и раннепалеозойской вулканогенной (верхняя подсвита сугашской свиты) толщ. Возраст толщ условный и дается по аналогии с образованиями Чарышско-Инской зоны. Осадочно-туфогенная толща сложена чередующимися туфо-алевролито-глинистыми породами, туфопесчаниками, серыми, зелеными и красными кремнисто-глинистыми породами, чередование осадков часто носит ритмичный характер. В северо-западном Алтае ее аналогом, возможно, является чарышская свита. Кремнистая толща представлена слоистыми красными и бордовыми породами, которые содержат деформированные остатки радиолярий, в целом, аналогичные кремнистым породам засурьинской свиты (€3-0|). Состав вулканитов сугашской свиты соответствует известково-щелочным сериям островных дуг (Белоусов и др., 1969; Берзин, Кунгурцев, 1996). Возможно, андезито-базальтовая толща является террейном Чингиз-Бощекульской островной дуги, которая в раннем палеозое поставляла обломочный материал в ордовикский предцуговый прогиб (чарышская свита северо-западного Алтая, еринатская и др. свиты восточного Алтая).

В Телецкой зоне (рис. 4) выделяются три крупных террейна: Горно-Алтайский, Телецкий и Западно-Саянский. Террейны разделены региональными тектоническими швами позднепермского Саянского, позднедевонско-раннекарбоновых Телецко-Башкаусского и

Шапшапьского разломов (Буслов, Синтубин, 1995; Синтубин, Буслов, Траппениерс и др., 1995; Е)е1уаих, Виз1оу, ОеЬапзЬиЦег е1 а1., 1998; Бггпгпоуа, ОеИапсЬсИиКег, ВиэЬу, 1998). Учитывая, что Телецко-Башкаусский разлом содержит пластины ранне-среднедевонских пород и разделяет среднепалеозойскую Улаганско-Еринатскую чешуйчатую структуру на два сегмента, смещая по левостороннему сдвигу фрагменты офиолитовой сутуры и ордовикского бассейна почти на 80 км, то возраст заложения разлома следует считать раннекаменоугольным. Он подтверждается и геохронологическими датами метаморфических пород

Телецкой зоны смятия (350-318 млн лет, K-Ar и Ar-Ar методы по метаморфическим слюдам). Даты в 390-352 млн лет (K-Ar и Ar-Ar методы по магматическим слюдам и роговой обманке) указывают на возраст гранитоидов Алгынгаусского массива. Дата в 260 млн лет (Ar-Ar метод по актинолитам) соответствует этапу реактивации Телецкой зоны смятия.

Полученные геологические данные по Телецкой зоне свидетельствуют о том, что здесь наиболее полно проявились позднедевонско-раннекарбоновые и пермские деформации. Возраст деформаций соответствует этапам коллизии Казахстанского, Сибирского континентов и Чулышманского террейна. Для раннего этапа характерно формирование сдвиговых и надвиговых структур, зафиксированных на окраине Горно-Алтайского террейна и между Телецким и Западно-Саянским террейном. Они свидетельствуют об общем субширотном направлении сжатия (в современных координатах) и левостороннем смещении вдоль сдвигов позднедевонско-раннекарбонового возраста Телецко-Башкаусской зоны смятия. Поздний этап коллизии наиболее четко выражен на границе Горно-Алтайского и Телецко-Западносаянского террейнов, где проходит мощная сдвиговая зона Северо-Саянского разлома. Она срезает и деформирует девонско-раннекарбоновые структурные формы и свидетельствует об субмеридиональном направлении сжатия. Различие в направлении сжатия почти в 90° указывает на существенную перестройку структур Алтае-Саянской складчатой области в позднем палеозое.

В Катунской и Курайской зонах в составе раннекаледонской аккреционно-коллизионной структуры (рис. 5) выделяется (Буслов, 1992; Buslov et al., 1993; Симонов и др., 1994; Буслов, Ватанабэ, 1996; Буслов и др., 1998; Буслов, Сафонова, Бобров, 1998;) взаимосвязанная система структур, состоящая из: 1) примитивной венд-раннекембрийской островной дуги с толеит-бонинитовыми сериями пород; 2) кембрийской аккреционной призмы; 3) развитой ранне-среднекембрийской островодужной системы с известково-щелочными и шошонитовыми сериями пород; 4) преддугового прогиба, выполненного средне-верхнекембрийскими турбидитами (Ануйско-Чуйская зона); 5) задугового бассейна (кембрийские осадочно-вулканогенные породы Уйменско-Лебедской зоны).

Изучение перечисленных геодинамических единиц, наиболее полно представленных в Курайской зоне , позволило реконструировать особенности палеогеодинамических процессов на ранних стадиях формирования складчатых структур Горного Алтая, которые развивались

]16 ES 17

ЗЧ1ЕП) 20

Рис.4. Схема геологического строения Телсцкон зоны.

1 - неоген-четвертичные отложения; 2 - раннепермские породы; 3-7 - образования Салаиро-Агайского террейна: 3 - девонские, 4 - ордовикские, 5 - ранне-среднекембрийские, 6 - венд-раннекембрийские, 7 -верхнерифейские (?); 8-11 - Западно-Саянский террейн: 8 -кембрийско-раннеордовикские турбвдиты, 9 - гранито-гнейсы, 10-11 - позднедевонско-раннекарбоновые: 10 - образования силлиманитовой и кордиеритовой зон, 11 - образования биотитовой зоны; 12-14 -Телецкий террейн: 12 - верхнерифейские зеленые сланцы, 13 -гранитоиды Алтынгаусского массива, 14 - контактовые изменения; 15-16 - Телецко-Башкаусская зона смятия: 15 - D,-C, бластомилонига и милониты, 16 - зеленые сланцы по девонским вулканитам; 17 - позднедевонско-раннекарбоновые сдвиги (а) и надвиги (б); 18 -позднепермские сдвиги (а) и надвиги (б) Саянской зоны разломов ; 19 - тектонические брекчии; 20 - геохронологический возраст пород в млн. лет (К-Аг и Ar-Ar изотопный анализ).

по аналогии с активной окраиной западной части Тихого океана (Watanabe, Buslov, Koitabashi, 1993; Буслов, Ватанабэ, 1996).

На основе этих работ выделены нижеперечисленные реперные рубежи (этапы) в эволюции раннекаледонской аккреционно-коллизионной структуры Горного Алтая. Они хорошо коррелируются с K-Ar, Ar-Ar, U-Pb и Rb-Sr данными по геохронологическому изотопному датированию пород (Буслов, Синтубин, 1995; Буслов, Ватанабэ, 1996; Владимиров и др., 1996; Владимиров и др., 1997, новые данные).

1). Вендско-раннекембрийский субдукционный этап. На краю Сибирского континента формируется энсиматическая активная окраина. Субдукция Палеоазиатского океана приводит к заложению Уйменско-Лебедской примитивной островной дуги. Внутри океана действуют горячие точки, приведшие к образованию океанических поднятий и островов (Бийско-Катунского, Кадринского и Баратальского).

Вулканические острова и поднятия приближаются к зоне субдукции, и в раннем кембрии происходит столкновение их с островной дугой. Это приводит к заклиниванию зоны субдукции и обратным течениям вещества в аккреционном клине. Метаперидотиты Чаган-Узунского массива и серпентинитовые меланжи с эклогитами выводятся к поверхности вдоль склона дуги. Океанические острова и поднятия входят в состав аккреционного клина, а зона субдукции закладывается на новом месте, переместившись в сторону океана. Изотопный возраст пород из различных блоков серпентинитового меланжа Чаган-Узунского массива (метаолистострома - 540±24 и 567±11 млн лет по мусковиту и эклогиты - 535124 млн лет K-Ar метод по амфиболу, эклогиты - 636±10 млн лет и 627±5 млн лет - Ar-Ar метод по амфиболу) и метаморфизма подошвы (523±23 млн лет K-Ar метод по амфиболу) перидотитов с базальтами из офиолитового основания островной дуги свидетельствует о венд-раннекембрийской субдукции Палеоазиатского океана (в пределах Горного Алтая) и среднекембрийских коллизионных процессах в зоне субдукции, приведших к возвратным течениям в аккреционном клине (Буслов, Ватанабэ, 1996).

2) Кембрийско-тремадокский субдукционно-коллизионный этап. В раннем-среднем кембрии субдукционные процессы приводят к формированию известково-щелочных вулканитов и батолитов зрелой островной дуги Горного Алтая, фундаментом для которой служит кора переходного типа, состоящая из венд-раннекембрийских террейнов аккреционного клина и Уйменско-Лебедской примитивной островной дуги. В конце среднего - позднем кембрии формируется Ануйско-Чуйский преддуговой прогиб, который заполняется обломочным материалом, образованным при разрушении венд-раннекембрийских и

территории Горного Алтая и Салаира (Казанский, Буслов, Метелкин, 1998).

1 - ^-О-осадки Бийско-Барнаульской впадины; 2-5 - кембрийские комплексы развитой островной дуги: 2-С,:-6, осадки и известково-щелочные вулканические образования, 3 - - плутоны и массивы габброндов, 4-5-комплексы преддуговых прогибов: 4 - флиш €,.„ 5 - олистостромо-юнгломератовые образования: а - 0„ б - С!0; 6-12 - У-е, комплексы аккреционных призм: б-€,' - олистостромы, 7, 8 - У-£, - тела подводных гор (7-кремнисто- карбонатные и 8-базальтовые), 9 - кремнисто-базальтовые породы океанической мэры (а -вендские, б -позднекембрийско-раннеордовикские), 10 - серпектиниговые меланжи, 11- докембрийские офиолига Чаган-Узунского массива, 12-У-6, - образования примитивной островной дуги с толеит-бонинитовым типом магматизма; 13-раннекембрийские образования окраинного моря; 14- нерасчлененные образования Алтае-Монгольсхого (АМ) н Чулышманского (Ч) террейнов; 15-надвиги; 16-сдвипг, 17-позднедевонско-раннекарбоновые направления смещения; 18 - местоположения изученных объектов палеомагнитным методом.

ранне-среднекембрийских аккреционных призм и островных дуг (Буслов, 1992; Буслов, Ватанабэ, 1996). В позднем кембрии - раннем ордовике происходит коллизия Кузнецко-Алтайской островной дуги с Сибирским континентом. Она зафиксирована в тремадокской складчатости, метаморфизме и перерыве в осадконакоплении (Елкин, Сенников, Буслов и др., 1994), а также внедрением корово-мантийных гранитоидов (Владимиров и др., 1996). U-Pb и Rb-Sr изотопные цифры гранитоидных интрузий Алтая, Салаира и Кузнецкого Алатау образуют пик около 490 млн лет.

Раннеордовикскому возрасту отвечают и K-Ar цифры (473±13 и 487±22), полученные по гранатовым амфиболитам, которые являются диафторитами по эклогитам Чаган-Узунского массива (Буслов, Ватанабэ, 1996). Они свидетельствуют о деформациях и ретроградном метаморфизме эклогитов во время выведения их к древней поверхности.

1. Тектоническое районирование и этапы формирования мозаично-блоковой структуры Алтае-Саянского и Восточно-

Казахстанского регионов На рис. 6 показаны основные структурные элементы Центрально-Азиатского складчатого пояса на площади, расположенной между Казахстанским, Сибирским континентами, Джунгарским и Тувино-Монгольским микроконтинентами. В основу тектонического районирования региона положено выделение следующих реперных структурных элементов:

1. микроконтинентов и террейнов, являющихся фрагментами, отколовшимися от Гондванского (Алтае-Монгольский и Чулышманский террейны) и Сибирского (Тувино-Монгольский микроконтинент и Томский террейн) континентов;

2. разновозрастных групп террейнов, представленных фрагментами каледонских и герцинских аккреционно-коллизионных зон, а также наложенных на них образований из коллизионных и рифтогенных обстановок. К их числу относятся Салаиро-Алтайский, Рудно-Алтайский, Калба-Нарымский и другие террейны. В аккреционных призмах (периокеанических сутурах) совмещены субдукционные террейны, принесенные океанической литосферой к островным дугам или активным окраинам континентов. Они представлены офиолитами, океаническими поднятиями и островами;

3. разновозрастных сдвиговых и сдвигово-надвиговых зон (Чарской, Джунгарской, Чингиз-Тарбагатайской, Иртышской, СевероВосточной, Чарышско-Теректинской, Северо-Саянской, Кузнецкой и др.). Они содержат множество разновеликих коллизионных

террейнов, оторванных от окраин коллидирующих микроконтинентов и континентов. Зоны сдвигов чаще всего завершают формирование сутурных зон и (или) развиваются субпараллельно офиолитовым сутурам внутри коллидирующих континентальных масс.

Структура позднекарбоново-пермской стадии коллизии ВосточноЕвропейского, Казахстанского и Сибирского континентов В позднем карбоне-перми (рис. 7), после закрытия Урало-Монгольской и Обь-Зайсанской ветвей Палеоазиатского океана, произошла коллизия Восточно-Европейского, Казахстанского и Сибирского континентов. По палеомагнитным данным (Диденко и др., 1994; Печерский, Диденко, 1995) в этот период Восточно-Европейский континент вращался против часовой стрелки, а Сибирский континент -по часовой стрелке. Следует предполагать, что вращение огромных континентальных масс во время и после их столкновения определило сдвиговый рисунок структуры возникшего межконтинентального орогенного пояса на месте Казахстанского континента и, в частности, территории Восточного Казахстана, Горного Алтая и Салаира. До столкновения континенты обросли герцинскими окраинно-континентальными комплексами, и на них обрушился главный удар коллидирующих масс.

Главной структурой, разделяющей аллохтонные комплексы окраин Сибирского и Казахстанского континентов, является Чарская зона сдвигов. К юго-западу от Чарской межконтинентальной зоны расположены террейны, сформированные вдоль окраины Казахстанского континента. К их числу относятся островодужные образования аккреционно-коллизионных зон кембрия-раннего карбона Тарбагатая, Жармы и Саура. Правосторонние движения вдоль Чингиз-Тарбагатайского сдвига сформировали чешуйчато-покровную структуру Западной Джунгарии.

К северо-востоку от Чарской зоны сдвигов расположены террейны, перемещенные по левосторонним сдвигам и сопутствующим надвигам к северу (современные координаты) относительно их первичного положения в окраинно-континентальных зонах Сибирского континента (Бекаих, ВиэЬу, БеИапсЬсЬийег ег а1., 1998; ВиэЬу а!., 1998). К их числу относятся Калба-Нарымский, Рудно-Алтайский и Томь-Колыванский террейны. Калба-Нарымский и Рудно-Алтайский террейны формируют главную линейную зону северо-восточного простирания, которая трассируется наиболее известными в регионе зонами смятия: Курчумско-Иртышской и Северо-Восточной. Вдоль этих зон произошли наиболее крупные левосторонние сдвиговые

перемещения, которые также реактивировали древние сдвиговые зоны в Кузнецком Алатау, Горном Алтае, Западной Монголии (Буслов, Синтубин, 1995; Синтубин, Буслов, Траппениерс и др., 1995; Ое1уаих, Виз1оу, БеИапсЬсНиПег е1 а1., 1998). В этих регионах наиболее сильные смещения проявлялись вдоль левостороннего краевого Кузнецко-Телецко-Хангай-Хэнтейского сдвига. Между главной системой сдвигов и краевым сдвигом расположены сопряженные структуры Сапаира, Горного Алтая и Западной Монголии. Для них характерно развитие надвигов, ограничивающих с юго-востока Томь-Колыванский террейн и Салаирскую горную область, а также сопряженных сдвигов: Бащелакского, Кубадринско-Кобдинского и др., которые реактивировали древние позднедевонско-раннекарбоновые сдвиговые зоны.

Амплитуда горизонтального смещения вдоль Иртышской зоны смятия оценивается более чем в 1000 км (Шенгёр и др., 1994), для Кузнецкого разлома - более чем в 120 км (Зоненшайн и др., 1990). Для Хангай-Хэнтейского разлома левостороннее направление движения с амплитудой до 200 км устанавливается по смещению карбонатного чехла амальгамированных Тувино-Монгольского и Дзабханского микроконтинентов и развитой вдоль их окраины кембрийской сутурной зоне. Исходя из приведенных данных, масштабы горизонтальных смещений между Иртышской и Кузнецко-Телецко-Хангай-Хэнтейской зонами сдвигов можно оценить в 200-1000 км. Наибольшие амплитуды сдвиговых смещений следует ожидать вдоль Чарской зоны сдвигов.

Структура позднедевопско-раннекарбоновой стадии коллизии Алтае-Монгольского и Чулышманского террейнов с Сибирским континентом

Огромное влияние на формирование структуры позднепалеозойской окраины Сибирского континента оказала коллизия с ней террейнов гондванской группы (Алтае-Монгольского и Чулышманского). В результате длительного путешествия в составе океанической коры Палеоазиатского океана Алтае-Монгольский и Чулышманский террейны «обросли» активными окраинами и аккреционными комплексами ордовикско-силурийского и раннедевонского возраста, амальгамировали (ранний девон) друг с другом, а в позднем девоне-раннем карбоне столкнулись с Сибирским континентом. В результате сформировалась сложная структура террейнов, совмещенных через Северо-Восточную, Чарышско-Теректинскую и Кузнецко-Телецко-Башкаусско-Кобдинскую зоны сдвигов (рис. 8). Амплитуда правостороннего смещения вдоль Чарышско-Теректинского сдвига оценивается по папеомагнитным

сутурные зоны

виутркконтинентальные " бассейны (О-С,)

Террейны: | • ■: :• | Казахстанского

11' '.''|'|1 конгинента (€-С,)

□ Сибирского конгинента (У-€,)

Окрамнно-контннентальные комплексы:

I • • •[ Тувкно-Мокгольсшго

-1 микроконтинента (С-О,)

ТОЫСШГО 45

террейна (С) I» V VI Алтае-Монгольсюго 1 " " 1 террейна (ОС,)

Рис. 6. Схема современного расположения разновозрастных террейнов, сутурных зон и сдвигов,мозаично-блоковой структуры Центральной Азии.

Ш Реактивированные допозднекарбоновые 56 сутурные зоны: 1-Чарская, ¿-Иртышская,

3-Чарышсю-Терестннская,

4-Курайская, 5-Барлнк-Хебукесайр-Хонгуленская, 6-Майлсгая, 7-Далабутэ

50

,..... ■ террейны |х Кашхсганского континента

I I террейны Сибирского - континента

| едаигк

[ | надвиги

Рис. 7. Схема современного расположения террейнов, сдвиговых и надвиговых зон, формированных в С2-Р, время.

данным около 3 тыс. км. Амплитуда левосторонних смещений отдельных разломов востока Горного Алтая, в том числе Телецко-Башкаусского сдвига, устанавливается по геологическим данным в 60-100 км, а суммарная для сдвигов Восточного Алтая - более 300 км.

Структуры венд-кембрийской субдукционно-коллизионной стадии эволюции Палеоазиатского океана

По мнению многих геологов (Зоненшайн и др., 1990; Вегап, ОоЬ^боу, 1993; Буслов, 1992; Берзин и др., 1994; Симонов, Добрецов,Буслов и др., 1994; ОоЬ^боу, Вегап, Виз1оу е1 а!., 1995) в зоне сочленения Палеоазиатского океана и Сибирского континента была сформирована вендско-кембрийская островодужная система. В современной структуре она разделена позднепалеозойскими сдвигами на ряд фрагментов, которые смещены и переориентированы крупноамплитудными сдвигами относительно друг друга и сохранились в Кузнецком Алатау, Сапаире, Горном Алтае, Западном и Восточном Саянах, Озерной и Хантайширской зонах Монголии и Таннуольско-Хамсаринской зоне Тувы (рис. 9). Наиболее полно геодинамические комплексы венд-кембрийской субдукционно-коллизионной стадии эволюции Палеоазиатского океана сохранились в Горно-Алтайском террейне (рис. 5). Здесь выделены три главных аккреционно-коллизионных стадии в эволюции Палеоазиатского океана(Виз1оу е! а!., 1993; \Vatanabe, Виз1оу, КоИаЬазЫ, 1993): 1) поздневендско-среднекембрийская, 2) позднекембрийско-ранне-ордовикская и 3) позднепалеозойская. Первая и вторая стадии характеризуют эволюцию Кузнецко-Алтайской островодужной системы. Третья стадия отвечает времени коллизии Алтае-Монгольско-Чулышманского террейна с Сибирским континентом и затем - Казахстанского и Сибирского континентов при закрытии Палеоазиатского океана (средний карбон).

В конце первой стадии, раннем-среднем кембрии, в зоне субдукции Палеоазиатского океана под Сибирский континент происходила коллизия океанических поднятий с Кузнецко-Алтайской островной дугой (Виз1оу еГ а!., 1993; Буслов, Ватанабэ, 1996). В результате субдукции океанической коры и коллизии океанических поднятий с островной дугой была сформирована аккреционная призма. В ее составе совместно с пластинами олистостром и серпентинитовым меланжем находятся террейны океанических островов и поднятий, океанических базальтов и субдукционные метаморфические породы (эклогиты, гранатовые амфиболиты, голубые сланцы). Во вторую стадию, позднем кембрии - раннем ордовике, островодужная система была аккретирована к Сибирскому континенту, что выразилось в общей

складчатости и раннеордовикском перерыве осадконакопления. И, наконец, в позднем палеозое в целом каледонская аккреционно-коллизионная структура Сибирского континента была разделена крупноамплитудными сдвигами на ряд сегментов, и в результате сформировалась мозаично-блоковая структура Алтае-Саянской складчатой области (Зоненшайн и др., 1991; Буслов, 1992; Буслов, Казанский, 1996; ВцбЬу е1 а1., 1993).

Глава 4. Геодинамическая эволюция Палеоазиатского океана и палеотектоника Алтае-Саянской и Восточно-Казахстанской складчатых областей Приведенные в диссертации новые данные и многочисленные публикации последних лет указывают на то, что современная мозаично-блоковая структура Восточного Казахстана и Алтае-Саянской области создана в результате нескольких аккреционно-коллизионных и коллизионных этапов.

Особое место в формировании структуры региона принадлежит крупноамплитудным (1-3 тыс. км) сдвиговым горизонтальным перемещениям, которые проявились как в коллизионных, так и субдукционных обстановках.

Проведенные исследования в той или иной мере подтвердили и доказали отдельные аспекты высказанных точек зрения о геодинамической эволюции и палеотектонике Центрально-Азиатского складчатого пояса и его отдельных частей, но в целом претендуют на создание новой модели формирования структуры региона для венд-палеозойского времени. Она построена на основе представленных в диссертации данных и опубликованных работ, в том числе сочетания палеореконструкций (Зоненшайн и др., 1990; Шенгер и др., 1994; Диденко и др., 1994; Диденко, 1997; 8со1езе, Мс Кепхж, 1990; Храмов, Печерский, 1984; Мс Кегго\у, Б^езе, 1992).

Ниже приводятся палеореконструкции (рис. 10, 11) для пяти возврастных интервалов:

Венд - ранний кембрий. Существующие палеореконструкции показывают, что Палеоазиатский океан в венде располагался между Сибирским и Восточно-Гондванским континентами и достигал в поперечнике 3-4 тыс. км. В венде-раннем кембрии произошла деструкция Восточной Гондваны. От нее отделились микроконтиненты и террейны, которые смещались в центральную часть палеоокеана с востока на запад. В том числе были сформированы Алтае-Монгольский и Чулышманский террейны, осадки которых, вероятно, сформировались в преддуговом прогибе Восточной Гондваны. В это время вдоль

сутурные зоны:

_ ЬМаЛлсгал, 2-Барлкк-

X ебукесайр-Хонгуя енскде» З-Чарск&я, 4-Чарышси>-Теректннст, 5-Кобдкнсгая, 6-Курайсгая, 7-Тслецк>-Башкауссгая, 8-Кузяецгая, 9-Северо-Саянсгая

т

островоцужные образованна

Рис. 8. Схема современного расположения террейнов, сугурных зон и сдвигов, сформированных в Б,-С, время.

сутурные зоны

0-$, не расчлененные комплексы островной дуги

прсддуговые бассейны

; зрелые островные дуги

ЕЕЗ О

примитивные остроьные дуги

офамнмо-иорсяма и »•дуговые бвссоЛчы 45

Ф ел ме-л оздн ел ал ео эой ски е орогеичые пояса

Рис. 9. Схема современного расположения террейнов, микроконтинентов и сутурньгх зон, сформированных в \г~0 время.

западной и северной границ Сибирского континента заложилась Кузнецко-Алтайско-Хантайширская островодужная система западно-тихоокеанского типа (Симонов, Добрецов, Буслов, 1994; ОоЬг^боу, Вегап, ВиБ1оу, 1995; Казанский, Буслов, Метелкин, 1998). В тылу островной дуги в результате рифтинга Сибирского континента от его окраины откололись Тувино-Монгольский, Баргузинский и др. микроконтиненты, сформировались окраинные моря. В восточной части Палеоазиатского океана заложилась Чингиз-Бощекульская островная дуга. В пределах океанической литосферы действовали горячие точки, которые привели к формированию вулканических островов и поднятий (Баратальского, Кадринского, Бийско-Катунского и др.).

В венде-раннем кембрии океаническая литосфера Палеоазиатского океана смещалась с востока на запад. Вдоль окраины Восточной Гондваны в тылу Чингиз-Бощекульской островной дуги происходили процессы деструкции и растяжения, а на окраине Сибирского континента - формирование Кузнецко-Алтайско-Хантайширской примитивной островной системы дуг.

В раннем кембрии океанические острова вошли в состав аккреционных призм Кузнецко-Алтайской островной дуги, привели к выводу на поверхность высокобарических пород, перескоку зоны субдукции и заложению развитой островодужной системы, которая существовала в среднем-позднем кембрии вблизи и (или) на отмершей системе примитивных островных дуг (\Vatanabe, ВиБ1оу, КокаЬазЫ, 1993; ВшЬу е1 а1., 1993; Буслов, Ватанабе, 1996).

Ранний ордовик. В конце кембрия-начале ордовика Кузнецко-Алтайско-Хантайширская островодужная система и микроконтиненты лавразиатской группы причленились к Сибирскому континенту, закрылись окраинные моря и сформировался раннекаледонский аккреционно-коллизионный пояс. К этому времени вся система переместилась в северном направлении, Кузнецко-Алтайская дуга с полосы широт 14°-36° Ю111 до 7°-18° ЮШ, повернувшись на 30-40° против часовой стрелки (Казанский, Буслов, Метелкин, 1998).

Начиная с раннего ордовика до раннего девона прекратилась субдукция Палеоазиатского океана под Сибирский континент. Вдоль его пассивной окраины сформировался обширный карбонатно-терригенный шельф. Наиболее полно его остатки сохранились на Горном Алтае (Елкин, Сенников, Буслов и др., 1994). Субдукция продолжала работать в восточной части Палеоазиатского океана, формируя Чингиз-Бощекульскую островную дугу вдоль окраины Казахстанского составного континента.

Рис. 10. Геодинамические реконструкции Палеоазиатского океана для У-6, и О,, составленные на основе геологических данных с использованием палеомагнитныхдати реконструкций Л.П.Зоненшайна и др., 1990; А.Н.Диденко и др., 1994; А.Н.Диденко., 1997. Условные обозначения для рис. 10и 11:

1-Бассейны с корой переходного типа (преддуговые прогибы и пассивные окраииы): АЧ-Ануйско-Чуйскнй, ХХ-Хангай-Хэнтейский, 2-океанические бассейны и котловины: Дд-Джкдннскин и др., 3-океаническая кора с трансформными разломами и зонами спредиига, 4-орогениые вулкано- плутонические комплексы, 5-офиолитовые сутуры, 6-микроконтиненты н террейны го!здвапской группы: А-Алтае-Монгольскнн,ДХ-Дзабханскнй,ИД-Илнйско-Д>к} игарский, К-Кокчетавский.КлК-Кулунаинско-Кокчетавский, СД-Сырдарьннский,Т-Таримский, Ч-Чулышманский, ЦМ-Централыю-Монгольский,ЮГ-Южно-Гобийский У-Улутаусский, ХБ-Хингаио-Буреинский, 7-микрокоптиныпм лапразийской группы: ТМ-Тупипо-Мошольский.БГ-Баргузннскин, 8-рифсйские аккреционно-коллизионные комплексы, 9-кемСрийские аккреционно-коллизионные комплексы: Ср-Салаирский, ГА-Горно-Алтайский, 10-средпепалеозойские аккреционно- коллизионные пояса, 11-отаточные и наложенные прогибы: ХХ-Хангай-Хэнтейский, МТ-Минусинско-Тувинский, 12-океанические острова: БТ-Баратальский, Кд-Кадрннский, БК-Бийско-Катунский, 13-зоны фронтальной (а) и "косой "(б) субдукции, 14-примитивные островные дуги.

Рис. 11. Геодинамические реконструкции Палеоазиатского океана для Т)1Л С, и Р, эпох. Условные обозначения см. на рис. 10.

Ранний-средний девон. К началу девона Палеоазиатский океан был разделен на несколько бассейнов. Между Казахстанским и Сибирским континентом располагался Обь-Зайсанский океан (бассейн), который соединялся с Южно-Монгольским океаном. Уральский океан обрамлял с северо-востока Восточно-Европейский континент. В раннем-среднем девоне океаническая литосфера Зайсанского океана субдуцировала под Сибирский и Казахстанский континенты. На юго-восточной окраине Сибирского континента сформировался протяженный Салаиро-Алтайский вулкано-плутонический пояс, а на северо-западной окраине Казахстанского континента - Жарма-Саурская островная дуга. Алтае-Монгольский и Чулышманский террейны располагались вдали от Сибирского и Казахстанского континентов в юго-восточной части Уральского океана.

В раннем девоне произошла коллизия Алтае-Монгольского и Чулышманского террейнов с формированием зональных гранито-гнейсовых куполов Курайского (394-384 млн лет по биотиту и амфиболу, K-Ar и Ar-Ar методы; 386+14 млн лет, Ar-Ar изохрона по биотиту) и Южно-Чуйского (407±4 млн лет по амфиболу, Ar-Ar метод, Monica et al., 1998) комплексов. Сформированный Алтае-Монгольско-Чулышманский составной террейн из полосы широт 0-5°СШ (для эмских островодужных комплексов) двигался навстречу Сибирскому континенту в северном направлении на субдуцирующей океанической литосфере Палеоазиатского океана. В позднем девоне, когда террейн приблизился к Сибирскому континенту, его активная окраина располагалась субширотно в районе 20° СШ (палеоширота живетских туфов Рудного Алтая). Амплитуда дрейфа террейна составляла около 2000 км и скорость 20-25 см/год. В результате столкновения террейнов с окраинно-континентальными комплексами сформировались правосторонние сдвиги (Чарышско-Теректинский, Кузнецко-Курайский и др.), которые маркируются зонами смятий с возрастом пород позднего девона (Буслов, Синтубин, 1995, новые данные). Сдвиговые деформации охватили окраинную часть Сибирского континента, разделив его на ряд террейнов. В современной структуре сочленения Алтае-Монгольского и ГорноАлтайского террейнов расположены комплексы пород позднего кембрия-среднего девона, имеющие различные палеомагнитные характеристики. Так, для позднекембрийских пород Ануйско-Чуйского преддугового прогиба средняя палеоширота составляет 12°ЮШ, позднекембрийских образований суеткинской свиты - 24°СШ, а позднекембрийско-раннеордовикской засурьинской свиты - 4°СШ. Исходя из современного структурного положения засурьинской и суеткинской чешуй во фронтальной части Алтае-Монгольского террейна, окончательное

совмещение перечисленных комплексов с Ануйско-Чуйской зоной произошло в позднем девоне-раннем карбоне вдоль Чарышско-Теректинского разлома с правосторонним знаком смещения. Такой механизм позволяет объяснить колоссальную разницу в палеоширотах между эмскими породами из Горно-Алтайской активной окраины и Алтае-Монгольского террейна. Мы полагаем, что совмещение в 3000 км между ними связано, с одной стороны, с вращением Сибирского континента по часовой стрелке, что привело к смещению на юг до палеошироты в 20° СШ всей юго-восточной активной окраины континента, включая Рудный Алтай и Салаир, с другой стороны - Алтае-Монгольский террейн двигался на север от экватора до палеошироты в 20° СШ совместно с субдуцирующей океанической литосферой. В позднем девоне-раннем карбоне террейн двигался вдоль Сибирского континента и как «бульдозер» сгребал и перемещал к западу (в древних координатах) окраинно-континентальные образования, которые в итоге сформировали чешуйчатую структуру Чарышско-Теректинской зоны разломов. По формационному составу, биостратиграфическим и петрохимическим характеристикам (Гладких, 1991; Сенников и др., 1985, новые данные) образования Чарышской пластины и Ануйско-Чуйской зоны являются фрагментами единой окраинно-континентальной зоны Сибирского континента (ВиБ1оу е1 а1., 1993). В этом случае амплитуда горизонтального скольжения Алтае-Монгольского террейна вдоль субширотной окраины Сибирского континента оценивается более чем в 3 000 км и скорость около 10 см/год (разница в 36° между палеоширотой среднего-позднего кембрия Ануйско-Чуйского прогиба - 12° ЮШ и суеткинской свиты Инской тектонической пластины - 24° СШ). Такое направление движения хорошо согласуется с общей миграцией океанической литосферы Палеоазиатского океана и Казахстанского континента с востока на запад в сторону Восточно-Европейского континента (в древних координатах) (Диденко и др., 1994; Диденко, 1997).

На основании новых перечисленных данных и опубликованных работ предлагается следующая модель формирования мозаично-блоковой структуры Алтае-Саянской области и Восточного Казахстана в девоне и карбоне.

Эмско-раннеживетская Горно-Алтайская активная окраина располагалась в полосе широт 23-30°СШ на юго-восточной окраине Сибирского континента. Эмская островная дуга, заложившаяся на Алтае-Монгольско-Чулышманском террейне, находилась вблизи экватора в полосе широт 0-5°СШ. Вращение Сибирского континента в девонско-карбоновое время против часовой стрелки (Диденко и др., 1994;

Диденко, 1997) привело к субширотному расположению его активной окраины в живетское время вблизи 20°СШ. Совместно с Сибирским континентом в этом же направлении смещалась эмская березовская свита Рудного Алтая, которая являлась преддуговым прогибом Салаиро-Алтайской активной окраины (27-30°СШ). Островодужная позднеживетско-позднедевонская активная окраина Рудного Алтая во фране занимала палеошироты 20-21°СШ, простираясь вдоль субширотной окраины Сибирского континента. В конце девона к этим широтам подошел Алтае-Монгольско-Чулышманский террейн и столкнулся с Алтае-Саянской зоной Сибирского континента. Дальнейшая субдукция океанической коры Обь-Зайсанского бассейна привела к скольжению («косой» коллизии) гондванских террейнов (более чем на 3000 км) вдоль субширотно расположенной окраины Сибирского континента и формированию чешуйчатой шовной структуры Чарышско-Теректинской зоны, а затем - сдвигов и надвигов в Алтае-Саянском регионе.

В среднем-позднем девоне Казахстанская плита совместно с Алтае-Монгольско-Чулышманским террейном двигалась на запад, поворачиваясь по часовой стрелке. Это движение привело к причленению (с последующей коллизией) Алтае-Монгольско-Чулышманского террейна и фрагментов Чингизской островной дуги к окраине Сибирского континента.

Ранний карбон. С конца девона Алтае-Монгольско-Чулышманский составной террейн скользил вдоль конвергентной границы Сибирского континента, распадаясь на несколько крупных и мелких частей (Алтае-Монгольскую, Талицкую, Чулышманскую). Зайсанский океанический бассейн субдуцировал под Сибирский и Казахстанский континенты, где, соответственно, формировались позднедевонские Рудно-Алтайская и Жарма-Саурская островные дуги.

В позднедевонско-раннекарбоновое время Казахстанский континент совместно с Жарма-Саурской активной окраиной двигался к северо-востоку (28°СШ в 022-03' и 35°СШ в С2) до столкновения с Сибирским континентом, который продолжал вращаться по часовой стрелке (Диденко и др., 1994, Диденко, 1997). На границе раннего-позднего карбона произошло закрытие Обь-Зайсанского бассейна.

В раннем карбоне Алтае-Монгольский террейн вклинился в тыловую часть Рудно-Алтайской островной дуги, а Чулышманский террейн компрессировал к северу с формированием Кузнецко-Курайского, Телецко-Башкаусского и других разломов.

Ранняя нермь. На границе раннего-среднего карбона полностью закрылся Палеоазиатский океан, что привело к С2-Р коллизии

Казахстанского, Сибирского и Восточно-Европейского континентов. Сибирский континент вращался по часовой стрелке, а ВосточноЕвропейский - против часовой стрелки (Диденко и др., 1994, Диденко, 1997). Казахстанский континент, расположенный между ними и не имеющий общего консолидированного фундамента, был подвержен сильным сдвиговым деформациям. В результате позднекарбоново-пермской коллизии континентов сформировалась система левосторонних сдвигов (зон смятий) на Рудном и Горном Алтае (Иртышская и СевероВосточная зоны смятия, Кузнецко-Курайский сдвиг и др.). Амплитуда сдвигов смещения оценивается по ширине Иртышской зоны смятия до 1000 км (Шенгер и др., 1994). В северо-восточном направлении внутрь Сибирского континента амплитуда смещения уменьшается до первых сотен километров и устанавливается по геологическим данным для Кузнецко-Курайской и Телецко-Башкаусской зон сдвигов. Позднекарбоново-пермские сдвиги наложились на сформированные структуры и окончательно создали коллаж террейнов Алтае-Саянской области и Восточного Казахстана.

Заключение.

Проведенный в работе геодинамический анализ с применением террейновой концепции показал, что многие тектоно-стратиграфические единицы Алтае-Саянского и Восточно-Казахстанского регионов оторваны и переориентированы крупноамплитудными сдвигами относительно их первичного положения. Сдвиги создали структуры, совмещенные террейны в которых нельзя интерпретировать как фрагменты окраинно-континентальных палеотектонических зон с ненарушенной палеогеографической зональностью. Такой подход позволяет по-новому решить проблемы геодинамики, тектоники и металлогении Центральной Азии. Геодинамическую интерпретацию складчатых областей осложняют также гондванские террейны. Они сложены комплексами пород, которые можно интерпретировать как островодужные, пассивной окраины, коллизионные и др. После причленения к континенту эти комплексы также создают сложности для папеогеодинамических интерпретаций. Поэтому для расшифровки тектоники и геодинамики складчатых областей Алтае-Саянского и Восточно-Казахстанского регионов важно было выделить не только геодинамические единицы и этапы развития, но и определить на сколько, когда и каким образом нарушена первичная палеогеографическая зональность окраинно-континентальных сооружений. Такого рода комплексная работа выполнена впервые.

Наши исследования позволили определить эволюцию Чулышманского и Алтае-Монгольского террейнов гондванской группы и выявить их ведущую роль в формировании позднедевонско-раннекарбоновой структуры Алтае-Саянской области. Показано, что закрытие Обь-Зайсанского бассейна произошло позже, чем считалось, а именно на границе раннего-среднего карбона. Впервые доказано существование ордовикско-силурийских субдукционных и островодужных образований в западной части Алтае-Саянской области. Выявлено, что в офиолитовых сутурах широко представлены террейны палеоокеанических островов, показана их ведущая роль в формировании возвратных течений в аккреционных призмах (во время погружения в зону субдукции) и выводе высокобарических пород к поверхности. Показана существенная роль микроконтинентов и террейнов в эволюции конвергентной границы Палеоазиатского океана и Сибирского континента, которые причленялись и деформировали окраину континента на общем фоне субдукции океанической литосферы. Прослеживание террейнов венд-кембрийской островодужной системы по площади позволило использовать их как структурный репер в расшифровке наложенных деформаций и в расчленении микроконтинентов на лавразиатскую и гондванскую группы.

Приведенные в диссертации материалы в целом подтверждают тезис о ведущей роли сдвиговых деформаций при формировании мозаично-блоковой структуры Центральной Азии. По нашим данным оказалось, что деформации сложнее и многоэтапнее, чем считалось. Выявлено, что они образованы компрессией террейнов гондванской группы, произошедшей на территории Алтае-Саянского региона в позднем девоне-раннем карбоне. Более масштабные деформации проявились в позднем карбоне-перми. Они связаны с коллизией Казахстанского, Восточно-Европейского и Сибирского континентов. На окраине Сибирского континента в результате позднекарбоново-пермской коллизии сформировалась закономерная сеть левосторонних сдвигов.

Полученные результаты могут быть использованы как методическая основа для изучения сложнопостроенных складчатых областей. Их желательно учитывать в составлении детальных геологических, тектонических и геодинамических обзорных карт, построении палеотектонических и геодинамических реконструкций, а также в проведении металлогенического анализа и прогнозирования полезных ископаемых.

К числу наиболее важных вопросов, которые необходимо решить в первую очередь, автор относит вопросы возраста офиолитов Уймонской и Улаганской зон Горного Алтая, островодужных серий

сугашской свиты, геодинамической эволюции террейнов позднекембрийско-раннеордовикской океанической коры (засурьинская свита) и ордовикско-силурийских субдукционных и островодужных пород указаных зон и их соотношения с одновозрастными комплексами Казахстана и Западной Джунгарии. Необходимо также получить дополнительную качественную палеомагнитную характеристику ордовикско-силурийских и девонских разрезов Центральной Азии. В целом, полученные результаты по этим вопросам могут дать ответ на решение проблем ордовикско-силурийской эволюции Палеоазиатского океана, ордовикско-девонской эволюции микроконтинентов и террейнов гондванской группы, а также позднепалеозойской истории формирования структуры Центральной Азии.

Список основных работ по теме диссертации

1. Беляев С.Ю., Буслов М.М. Геологическое строение центральной части гор Аркалык (Северо-Восточный Казахстан) // Проблемы стратиграфических и структурных исследований. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1980, с. 63-73.

2. Буслов М.М. Фрагменты покровной структуры центральной части Теректинского выступа (Горный Алтай) // Геология и геофизика. -1986. - № 5. - С. 40-45.

3. Буслов М.М. До девонская покровно-чешуйчатая структура центральной части Курайской зоны (Горный Алтай) // Геология и геофизика. - 1987а. - № 8. - С. 18-26.

4. Буслов М.М. Структурное положение гипербазитов Теректинской зоны (Горный Алтай) // Комплексные геологические исследования Сангилена (Юго-Восточная Тува). - Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 19876.-С. 107-119.

5. Буслов М.М. Структура юго-восточной части Курайского метаморфического комплекса (Горный Алтай) // Комплексные геологические исследования Сангилена (Юго-Восточная Тува). -Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1987в. - С. 119-127.

6. Берзин H.A., Буслов М.М., Борукаев Ч.Б. Покровно-чешуйчатая структура Баратальского «выступа» (Горный Алтай). - М., 1988. - 12 с. (Деп. в ВИНИТИ, № 4221-В88).

7. Беляев С.Ю., Берзин H.A., Буслов М.М. и др. Геология и тектоника Горного Алтая. Путеводитель экскурсии. Новосибирск: ОИГГиМ СО РАН, 1991,71 с.

8. Буслов М.М. Тектонические покровы Горного Алтая. 1992, Новосибирск: Наука, 96 с.

9. Добрецов H.JI., Буслов M.M.., Симонов В.А. Ассоциирующие офиолиты, глаукофановые сланцы и эклогиты Горного Алтая. Доклады АН СССР, 1992, т. 318, N 2, с. 413-417.

10. Добрецов Н.Л., Симонов В.А., Буслов М.М., Куренков С.А. Океанические и островодужные офиолиты Горного Алтая // Геология и геофизика, 1992, N 12, с. 3-14.

11. Buslov М.М., Watanabe Т., Koitabashi J. Comprasion of arc-trench systems of different age of Gorny Altai and Japanese Islands // Abstracts 29th International geological congress, Kyoto, Japan, 1992, p. 478.

12. Sklyrov E.V., Simonov B.A., Buslov M.M. Types of ophiolites and their tectonic setting in the foldbelts of the south Siberia // Abstracts 29th International geological congress, Kyoto, Japan, 1992, p. 447.

13. Buslov M.M., Berzin N.A., Dobretsov N.L., Simonov V.A. Geology and tectoncs of Gorny Altai. Guide-book. 4th INT. Symp. IGCP, Proj. 283. Novosibirsk: UIGGM SB RAS, 1993, 122p.

14. Dobretsov N.L., Simonov V.A., Buslov M.M. Oceanic and Island arc ophiolites of Gorny Altai. Abstract 4th INT. Sym. IGCP Proj. 283, Novosibirsk, 1993, p. 57-59.

15. Sklyarov E.V., Simonov V.A., Buslov M.M., 1993. Ophiolites of the Southern Siberia and Northern Mongolia // Reconstructions of the Paleo-Asian ocean. VSP International Scierces Publishers, the Netherlands, p. 77-90.

16. Watanabe Т., Buslov M.M., Koitabashi S. Comparison of arc-trench systems in the Early Paleoroic Gorny Altai and the Mezozoic-Cenozoic of Japan // Reconstructions of the Paleo-Asian ocean. VSP International Sciences Publishers, Netherlands, 1993, p. 160-177.

17. Елкин E.A., Сенников H.B., Буслов M.M., Язиков А.Ю., Грацианова Р.Т., Бахарев Н.К. Палеогеодинамические реконструкции западной части Алтае-Саянской области в ордовике, силуре и девоне и их геодинамическая интерпретация // Геология и геофизика, 1994, N 78, с. 118-144.

18. Печерский Д.М., Диденко А.Н., Казанский А.Ю., Буслов М.М., Куренков С.А., Симонов В.А., Брагин С.С. Палеомагнитная характеристика террейнов раннепалеозойской аккреционной структуры Палеоазиатского океана (юг Сибири) // Геология и геофизика, 1994, N 7-8, с. 76-88.

19. Симонов В.А., Добрецов Н.Л., Буслов М.М. Бонинитовые серии в структурах Палеоазиатского океана // Геология и геофизика. - 1994. -N 7-8. С.182-199.

20. Симонов В.А., Буслов М.М., Кунгурцев Л.В., Казанский А.Ю. Бонинитсодержащие палеоспрединговые комплексы в Северо-

Саянском офиолитовом поясе. Докл. РАН, 1994, т. 339, N 5, с. 650653.

21.Buslov М.М. Tectonics geodynamics of the Altai-Sayan folded area Central Asia, Russia // From Paleo-Asian ocean to Paleo-Pacific ocean. Abstract INT. Symp. IGCP Proj. 283, 321, 359, Sapporo, 1994, p. 4-5.

22. Dobretsov N.L., Buslov M.M., Sklyarov E., Theunissen K. Permo-Triassic metamorphic core in the east and strike-slip deformation in the west emphasize structural contrasts in the basement of Central Asia // Abstracts of the European Union of Geosciences, Strasbourg, April 9-13, 1994, p.53.

23. Kazansky A.Yu., Buslov M.M. Correlation of paleomagnetic directions of rocks of different age collisional stages during the evolution of Paleozoic folded system of the Gorny Altai, Central Asia, Russia // From Paleo-Asian ocean to Paleo-Pacific ocean. Abstract INT. Symp. IGCP Proj. 283, 321, 359, Sapporo, 1994, p. 46-47.

24. Буслов M.M., Казанский А.Ю. Позднепалеозойско-мезозойская коллизия в западной части Алтае-Саянской складчатой области // РФФИ в Сибирском регионе (земная кора и мантия). Иркутск: ИЗК РАН, 1995, с. 87-88.

25. Буслов M.MU Синтубин М. Геодинамическая эволюция палеозойско-мезозойской структуры района Телецкого озера (Горный Алтай) // Геология и геофизика, 1995, N 10, с. 91-98.

26. Добрецов Н.Л., Берзин Н.А., Буслов М.М., Ермиков В.Д. Общие проблемы эволюции Алтайского региона и взаимоотношения между строением фундамента и развитием неотектонической структуры // Геология и геофизика, 1995, N 10, с. 5-19.

27. Синтубин М., Буслов М.М., Траппениерс Т, Д. Дамаско дэ Оливейро Структурная характеристика зон расслаивания вдоль берегов оз. Телецкое (Горный Алтай) // Геология и геофизика, 1995, N 10, с. 99108.

28. Berzin N.A., Coleman R.G., Dobretsov N.L., Buslov, M.M., Edmund Chang, Ghes, M.D., Kungurtsev, L.V. et.al., 1995. Tectonic transect Map across Bussian-Mongolia-China (Western part). Scale 1:2500000, Stanford University.

29. Dobretsov N.L., Berzin N.A., Buslov M.M. Opening and tectonic evolution of the Paleo-Asian ocean // International Geology Review, 1995, v. 35, N4, pp. 335-360.

30. Dobretsov N.L., Simonov V.A., Buslov M.M. Geodynamic of Vendian-Cambrian magmatism in the Paleo-Asian ocean structures // Abstracts 5th Zonenshain conference on plate tectonics, Moscow, 1995, p. 10.

31. Буслов M.M., Ватанабэ Т. Внутрисубдукционная коллизия и ее роль в

эволюции аккреционного клина (на примере Курайской зоны Горного Алтая, Центральная Азия) // Геология и геофизика, N 1, 1996, с.83-94.

32. Буслов M.MU Казанский А.Ю. Верхнепалеозойские-мезозойские крупные сдвиговые перемещения земной коры Горного Алтая по геологическим и палеомагнитным данным. Доклады РАН, т. 347, N2, 1996, с. 213-217.

33. Dobretsov N.L., Buslov М.М., Delvaux D., Berzin N.A., Ermikov V.D. Mezo- and Cenozoic tectonics of the Central Asian mountain belt: effect of lithospheric plate interaction and mantle plume. Inter. Geol. Rev., 1996, v. 38, p. 430-466.

34. Iwata K., Obut O.T., Buslov M.M. Devonian and Lower Caboniferous radiolaria from the Chara ophiolite belt, East Kazakhstan // News of Osaka Micropaleontologist, 1996, N10, p. 27-32.

35. Буслов M.M., Зыкин B.A., Владимиров В.Г. и др. Геодинамика, напряженное состояние земных недр // Основные результаты научно-исследовательских работ ОИГГМ СО РАН за 1997 год, 1997, с. 24.

36. Ивата К., Сенников Н.В., Буслов М.М. и др. Позднекембрийско-раннеордовикский возраст базальтово-кремнисто-терригенной засурьинской свиты (северо-западная часть Горного Алтая) // Геология и геофизика, 1997, №9. С. 1421-1438.

37. Melnikov A., Delvaux D., Travin A., Buslov М., Vladimirov А., Smirnova L., Theunissen К.. Late Paleozoic-Early Mesozoic sinistral movement along the Irtysh shear zone, NE Kazakhstan. Tectonic studies group annual general meeting, Durhan, 17-19 Dec., 1997, p. 93.

38. Буслов M.M., Сафонова И.Ю., Бобров B.A. Новые данные по геохимии бонинитов из курайских офиолитов Горного Алтая // Доклады РАН, 1998, т. 361, №2, стр. 244-247.

39. Буслов М.М., Травин А.В. Террейновая тектоника и геодинамика складчатых областей мозаично-блокового типа (на примере Центральной Азии) // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Материалы XXXI Тектонического совещания, том. 1. - М.: ГЕОС, 1998, с. 77-79.

40. Буслов М.М., Травин А.В., Сафонова И.Ю. Роль субдукции океанических островов в эволюции аккреционных клиньев и выведении к поверхности высокобарических пород. // Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты. Материалы XXXI Тектонического совещания, том. 1. - М.: ГЕОС, 1998, с. 80-82.

41. Буслов М.М., Сенников Н.В., Ивата К., Гусев Н.И., Обут О.Т., Зыбин В.А., Шокальский С.П. Новые данные о строении и возврате олистостромовой и песчано-алевритовой толщ горно-алтайской

серии на юго-востоке Горного Алтая. Геология и Геофизика, 1998, т.39, №6, с. 789-798.

42. Казанский А.Ю., Буслов М.М., Метелкин Д.В. Эволюция палеозойской аккреционно-коллизионной структуры Горного Алтая: корреляция палеомагнитных и геологических данных. Геология и геофизика, 1998, т. 39, № 3, с. 299-308.

43.Delvaux D., Buslov М., Dehanshutter В., Theunnisen К., and Melnikov A. et al. Kinematics and Stress Field of Late Paleozoic Strike-Slip Faulting in Altai-Sayan: Constraints for Tectonic Models // Continental Growth in the Phanerozoic: evidence from East-Central Asia, IGCP-420, Urumgi, China, 1998, p. 5.

44. Buslov M., Delvaux D., Zykin V., Novikov I.. Altai Alpine structure: tectonics and evolution // Abstracts international Conference «Active tectonic continental basins» organised at the occasion of the end of INTAS Project 134, 1998, Gent, Belgium, p. 61-62.

45.Smirnova L., Dehandschutter В., Buslov M., Theunnisen K.. The basement of the Teletskoye basin (Altay): comparision of stress and stain (kinematic) data. Active tectonic continental basin, Intern. Confer., Gent, April 30-May 2, 1998, p. 101.