Структурная эволюция и палогеодинамика келяно-иракиндинской зоны (восточная часть Байкало-Амурского пояса) в позднем докембрии-палеозое

Кирмасов, Алексей Борисович

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Структурная эволюция и палогеодинамика келяно-иракиндинской зоны (восточная часть Байкало-Амурского пояса) в позднем докембрии-палеозое
ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Структурная эволюция и палогеодинамика келяно-иракиндинской зоны (восточная часть Байкало-Амурского пояса) в позднем докембрии-палеозое"

Го ^ ^

, - ' На правах рукописи

УДК: 551.243:551.248.1 (571.74) КИРМАСОВ Алексей Борисович

СТРУКТУРНАЯ ЭВОЛЮЦИЯ И ПАЛЕОГЕОДИНАМИКА

КЕЛЯНО-ИРАКИНДИНСКОЙ ЗОНЫ (ВОСТОЧНАЯ ЧАСТЬ БАЙКАЛО-МУЙСКОГО ПОЯСА) В ПОЗДНЕМ ДОКЕМБРИИ - ПАЛЕОЗОЕ.

Специальность - 04.00.04 - геотектоника

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук

Москва 1998

Работа выполнена на кафедре динамической геологии геологического факультета МГУ им. М.В.Ломоносова

Научный руководитель:

доктор геолого-минералогических наук, профессор

Н.А.Бож!

Официальные оппоненты:

доктор геолого-минералогических наук кандидат геолого-минералогических наук

А.В.Лукьянс Ю.А.Морозс

Ведущая организация: Институт минералогии, геохимии и кристаллохимии редк* элементов, г. Москва.

Защита состоится 13 февраля 1998 года в 14 час. 30 мин. на заседани диссертационного совета К.053.05.02 по общей и региональной геологии геотектонике при Московском Государственном университете ив М.ВЛомоносова по адресу: 119899, ГСП, Москва, Воробьевы горы, МП геологический факультет, аудитория 608.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологического факульте! МГУ (корпусА, 6-й этаж).

Автореферат разослан Аянваря 1998 года.

Ученый секретарь диссертационного совета, кандидат геолого-минералогических наук

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность исследования. На протяжении последних десятилетий еология Байкальской горной области является объектом пристального изучения, даако многие аспекты геологического строения восточной части Башсало-Луйского пояса имеют дискуссионный характер. Это отражается в многообразии юделей строения и тектонического развитая пояса. Вместе с тем, современные |алеотектонические реконструкции в данном регионе проводятся без привлечения :омплекса методов структурного анализа, ориентированных на решение вопроса о управлении движений и сил, проявившихся при тектонических деформациях.

Применение методов структурного парагенетического анализа при [зучении геологической структуры и механизмов тектогенеза на конкретном »егионалыюм примере весьма актуально в рамках развития представлений о [еоднородной иерархически построенной геологической среде и роли ;онцентраторов напряжений при тектонических деформациях. Полученные труктурные данные оказываются перспективными в свете обоснования [алеогеодинамических моделей развития восточной части Байкало-Муйского юяса и способствуют лучшему пониманию деформационных процессов, [роисходящих при коллизии гетерогенных блоков земной коры.

Цель работы. Целью работы является выявление особенностей ектонического строения Келяно-Иракиндинской зоны, обоснование юследовательности деформационных событий (этапов регионального сжатия), [роявившихся в регионе, и приведение в соответствие данных структурного шализа и результатов петрогеохимического изучения породных комплексов при оздании непротиворечивой палеогеодинамической модели развития этой часта >айкало-Муйского пояса.

Задачи исследования. Для достижения поставленной цели были формулированы и решены следующие задачи:

выделение структурно-вещественных комплексов, характеризующихся единством :остава, строения, степенью метаморфических преобразований пород и единым шбором структурных парагенезов;

проведение петроструктурного анализа пород выделенных комплексов, описание юрфологии и идентификация деформационных микроструктур и микротекстур юрод, составление "Атласа деформационных структур и текстур пород Келяно-Иракиндинской зоны (восточная часть Байкало-Муйского пояса)"; выделение и характеристика структурных парагенезов на отдельных участках, :орреляция деформационных событий, зафиксированных в структуре пород, и (ыявление последовательности этапов регионального сжатия и ориентировок осей 1алеонапряжений для каждого из этапов;

проведение кинематического анализа, обоснование закономерностей и типизация яруктурного рисунка Келяно-Иракиндинской зоны;

проведение палеогеодинамического анализа и создание модели развития Келяно-Иракиндинской зоны в позднем докембрии - палеозое.

Для решения поставленных задач, кроме традиционных геологических детодов, использовались методы петроструктурного и структурного парагене-гического анализов; были привлечены данные палинологического анализа, ликрозондового изучения состава породообразующих минералов, геохимических «следований магматических комплексов.

Фактический материал. В основу диссертационной работы положены материалы, собранные автором во время полевых исследований в 1993-1996 годах ! Северном Прибайкалье в составе Бурятской партии геологического факультета

МГУ (1993), Муйской партии ВостСибНИИГГиМСа (1994-95) и самостоя гелык (1996). Материал представлен в виде схем геологического строения отдельны: участков, колонок, разрезов, зарисовок и фотографий обнажений микрофотографий шлифов. Проведено петрографическое, литологическое 1 структурное изучение пород (более 500 шлифов). В работе учтены литературные I фондовые материалы по исследуемому региону.

Научная новизна. Впервые для данной территории проведен комплексны! структурный парагенетический анализ, позволяющий выделить ] охарактеризовать разновременные парагенезы структурных форм, отражающи' три последовательных этапа регионального сжатия для данной территории ] позднем докембрии - палеозое. На основе новых данных скорректирована схем; стратиграфии: существенно уменьшен объем образований келянской толщи за сче-отнесения некоторых ее частей к более позднему лозднсрифейско-кембрийском; комплексу отложений. Показано, что структурные парагенезы в породах единоп позднерифейско-кембрийского комплекса сформировались на посткембрийскои (среднепалеозойском) этапе деформации в единой механической обстановке пр! последовательном вовлечении в деформационный процесс структурны: неоднородностей разных уровней - от минеральных зерен до блоко] регионального масштаба. Установлена роль сдвиговых перемещений ] формировании механического компенсационного парагенеза на посткембрийскоь деформационном этапе, заключающаяся в продольном перемещенш тектонических блоков от концентраторов сжимающих в области растягивающи: напряжений (тектонических убежищ или "теней давления" Муйского массива) Определено соответствие между этапами регионального сжатия и эпизодам! общей тектонической эволюции региона - столкновения островной дуги I микроконтинента в позднерифейское время (первый и второй этапы деформации и внутриплитной коллизии в раннем - среднем палеозое (третий этап деформации) Охарактеризован раннепалеозойский этап тектогенсза, который сформирова] структурный рисунок содвигового (коллизионного) типа. На основе собранной фактического материала составлен региональный атлас деформационных структу] и текстур пород.

Практическая значимость. Полученные данные могут быть использованъ при проведении геологических съемок разных масштабов и геологическое доизучении площадей. Практическое значение имеет выяснение истинного объем; и распространения образований келянской толщи, которые являютс: рудовмещающими. Выявление этапности деформационных событий I соответствующих этом событиям структурных парагенезов и структурно парагенетических ассоциаций представляется перспективным для определена структурно-геологических факторов при поисках и разведке золоторудны; месторождений. Выделение и характеристика в данном регионе деформационно химических структурных парагенезов, свидетельствующих о перераспределен™ рудного вещества в процессе тектонических деформаций (в том числе ] черносланцевых толщах), может служить предпосылкой для постанови целенаправленных структурно-геологических исследований на золоторудны: месторождениях как Келяно-Иракиндинской зоны, так и смежных районов Составленный по материалам исследования "Атлас..." может иметь научное ] производственное значение, а также использоваться в качестве учебно методического пособия на занятиях по структурной геологии и по курсу "Учение < структурных парагенезах", читаемому на кафедре динамической геологии.

Апробация работы. Различные аспекты работы докладывались на дня: научного творчества студентов геологического факультета МГУ (1994, 1995), X

жференции молодых ученых Института литосферы РАН (1996), на конференции 1омоносовские чтения" в МГУ (1996), на совещании "Палеогеография венда -шнего палеозоя" (1996), на XXX тектоническом совещании "Тектоника Азии" 997) и на заседании кафедры динамической геологии.

Публикации. По теме диссертации опубликовано 8 и находится в печати 3

1боты.

Структура и объем работы. Диссертация состоит из двух томов. Первый т (основной текст) включает введение, заключение и 5 глав. Второй том эедставляет собой графическое приложение в виде "Атласа деформационных руктур и текстур пород Келяно-Иракиндинской зоны (восточная часть Байкало-[уйского пояса)". Объем работы (т. 1) составляет 243 машинописных страницы, гсеертация включает 76 иллюстраций (в том числе 14 фотографий), 8 таблиц; 1блиографический список состоит из 241 наименования. Приложение (т. 2) гшмаст 120 машинописных страниц и содержит 25 рисунков (дублирующих шострации т. 1), 17 фотографий обнажений и 160 микрофотографий шлифов.

Благодарности. Автор выражает благодарность и искреннюю эизнательность научному руководителю профессору Н.А.Божко. Хочется эблагодарить сотрудников Бурятской партии MlV О.В.Парфенову, А.А.Клочко особенно В.Г.Талицкого, консультировавшего автора по вопросам методики руктурного парагенетического анализа. Автор признателен В.А.Галкину за ряд яшых советов и замечаний, сотрудникам лаборатории тектонофизики »логического факультета МГУ Т.М.Гептнер и Е.И.Чиж за помощь и поддержку, :ем сотрудникам кафедры динамической геологии. Автор благодарит [еждународную Соросовскую программу образования в области точных наук SSEP) за присвоение званий Соросовского студента-стипендиата в 1995 году и оросовского аспиранта-стипендиата в 1997 году (грант № А97-1834) и инансовую поддержку. Проведение полевых исследований стало возможным югодаря совместной работе с коллективом Муйской партии остСибНИИГГиМСа (Иркутск), сотрудникам которой - Н.К.Коробейникову, .И.Переляеву, В.В.Чернину, И.В.Четвертакову, В.С.Андреевой, Н.Г.Окорокову, .В.Булдыгерову, А.М.Станевичу, а также Д.Федурину, К.Бутину, О.Егорову, Колесникову - автор бесконечно признателен. Автор благодарит также бывшего >трудника Усть-Келянской партии (пгт. Таксимо) М.Черняева и Н.Черняеву за эмощь в проведении полевых исследований в 1996 году. За всесторошною и ;скорыстную помощь автор благодарен аспирантам кафедры динамической :ологии Т.Л.Королек, А.Ф.Василевскому, аспиранту кафедры исторической :ологии М.В.Коротаеву, сотруднику Института Литосферы РАН А.В.Соловьеву, также С.В.Сафонову.

Глава 1. Основные проблемы стратиграфии, магматизма и тектоники восточной части Байкало-Муйского пояса.

История развития представлений о геологическом строении Байкальской сладчатой области. Первые экспедиционные исследования, проведенные в эедеяах Байкальской горной области (БГО) в конце прошлого века [Чекановский, ?71; Отчет... П.Кропоткина, 1873; Черский, 1886], позволили Э.Зюссу формулировать [Suess, 1901], а В.А.Обручеву развить гипотезу о "древнем темени зии" [Обручев, 1927, 1951]. Параллельно де Лоне [De Launay, 1911], М.М.Тетяев 923-2^1 и А.А.Борисяк [1924] развивали представления о классических шедонидах в Забайкалье. В 1932 году Н.С.Шатский вводит понятие "байкальская сладчатость" [Шатский, 1932, 1963]. В 1960-е годы полученный в результате

геологосъемочных работ в пределах БГО фактический материал был обобщен фундаментальной монографии Л.И.Салопа [Салоп, 1964,1967].

Проблема датирования стратифицированных и интрузивных образована

На основании единичных датировок [Хренов, Еникеев, 1980] и структурнс метаморфических критериев возраст пород Муйской глыбы считается архейски [Булгатое, 1983; Грудинин, Меныиагин, 1988; Гусев, Хаии, 1995 и др.]. С друго стороны, установлен вендский (!?) возраст метаморфизма эклогитов Севере Муйской глыбы [Шацкий, Ягоутц, 1996]). Возраст вулканитов келянской подсерш ранее считавшийся раннепротерозойским [Салоп, 1964, 1967; Федоровский, 1985 методами биостратиграфии [Станевич, Железняков, 1990; Станевич, Файзуллит 1992] и абсолютной геохронологии [Митрофанов, 1978, 1983; Банковская Булдыгеров, 1984; Конников, Гибшер, 1994] определен как рифейский. Вулканит) падринской серии и жанокского комплекса, датированные поздним рифсс; [Митрофанов, 1978, 1983], на основании новых данных предлагается относить палеозою [Банковская, Булдыгеров, 1984; Булдыгеров, Срывцев, 1995], хот генетически связанные с этими вулканитами внутриформационные конгломерат! тулуинской свиты [Божко и др., 1994] имеют позднерифейский возраст [Переляес Станевич, 1997]. В основании венд-кембрийского комплекса отложени большинством исследователей определяется крупное несогласие [Булгатое, 198: Беличенко, Скляров, 1994; Гусев, Хаин, 1995; Парфенов, Булгатое, 1996 и др.]. • ] последние годы установлена гетерогенность единого муйского интрузивног раннепротерозойского комплекса [Салоп, 1967]: в его составе были выделен! позднепротерозойские базит-гипербазитовыс комплексы, отнесенные офиолитовой ассоциации [Картавченко, 1986; Гладких, Гусев, 1988; Срывцее Халшов, 1992; Грудинин, 1992; Гусев, Песков, 1992; Конников, Цыганков, 1994], ; гранитоиды различных геохимических типов, возраст которых определен ка позднерифейский [Конников, Гибшер, 1994; Врублевская, Цыганков, 1997], вендски [Неймарк, Рыцк, 1995] или кембрийский [Срывцев, Халилов, 1992].

Палеотектонические модели. Среди палеотектонических моделей строени и развития Байкальской складчатой области (БСО) в работе рассматривают*; модели геосинклинального развития (байкалиды [Булгатое, 1977, 1983] \ каледониды [Павловский, 1956; Беличенко, 1977, 1983; Бутов, 1993]), трогова модель [Митрофанов, 1983], модель раннедокембрийского зеяенокамешюго пояс [Федоровский, 1985], плитотектоническая [Кушев, 1976]. Проведение специальны геохимический исследований [Гусев, Песков, 1992; Грудинин, 1992; Kommot Цыганков, 1994; Конников, Гибшер, 1994; Булгатое, 1995] явилось предпосылкой ] созданию целого ряда геодинамических моделей развития БСО, в том числ моделей аккреционной тектоники террейнов [Моссаковский, Руженцев, 1992, 1993 Божко, 1995; Гусев, Хаин, 1995; Парфенов, Булгатое, 1996].

О структуре Келяно-Иракшздинскон зоны. Тектонические схемы [Cwior, 1964, 1967; Булгатое, 1983 и др.] содержат морфологическую характеристик отдельных фрагментов складчатых структур и зон разрывных нарушений i предполагают "вертикальную" направленность тектонической эволюции связанную с периодами активности глубинных разломов. В последние годы дл восточной части Байкало-Муйского пояса (БМП) обосновано применение таки структурно-палсогеодинамических понятий, как обдуцированный покро: [Конников, Гибшер, 1994; Срывцев, Халилов, 1992], олистострома [Добрецое Картавченко, 1983], однако при выделении этих структурных единиц основным] являются петрохимические критерии. Слияние структурного парагенетического i палеогеодинамического подходов при изучении Келяно-Иракиндинской зош (КИЗ) проведено в работе [Коваленко, Гладкочуб, 1992].

Глава 2. Выделение и характеристика структурно-вещественных комплексов.

Архейско-раннепротерозойский комплекс (АК-РКО- К архейско-1аннспротсрозойскому комплексу (рис. 1) отнесены образования Муйской глыбы I так называемые "муйские гранито-гнейсы" (метаморфические породы ¡одораздельной части правобережья р. Келяны). Северо-Муйская и Южно-Луйская глыбы сложены гнейсами и кристаллическими сланцами соответственно (жалтукской [Митрофанов, 1978\ и киндиканской [Булгатов, 1983] серий. Интрузивные образования представлены метаультрабазитами, метагабброидами и ранитоидами. В минеральных парагенезисах зафиксировано несколько этапов феобразований пород Муйской глыбы при общей регрессивной направленности метаморфической эволюции: этап эклогитовой (р=11-12 кб, Т=750°С) и 1мфиболитовой (р=7 кб, Т=650°С) фаций сменяется последовательно этапами шфиболитовой (р=4 кб, Т=500°С) и зелсносланцевой (р=2 кб, Т=400°С) фаций Божко и др., 1994\ (см. также [Авченко, Габов, 1989; Авченко, Козырева, 1988; Шацкий, Ягоутц, 1996]). Формирование эклогитовых парагенезисов происходило в юнах разрывных нарушений на фоне общего регионального метаморфизма шфиболитовой фации [Грудишн, Меньшагии, 198Щ\ процессами ретроградного метаморфизма наиболее затронуты периферические части глыбы. Изоклинальные жладки СВ простирания рассматриваются нами как пликативные структуры 1-ой операции, по которым развиты наложенные складки 2-ой генерации нескольких «орфологических типов. Формирование складок обеих генераций происходило в :ходпых рТ-условиях и отвечает единому деформационно-метаморфическому диклу (О0) дорифейской эволюции структуры глыбы. Данные абсолютной геохронологии (более 2.5 млрд.лет [Хренов, Еникеев, 1980]) и однонаправленная эегресеивная эволюция рТ-условий метаморфизма могут свидетельствовать о раннедокембрийском возрасте образований Муйской глыбы. • "Муйские гранито-гнейсы" (рис. I) представляют собой комплекс гетерогенного строения, в составе которого, помимо грапитоидов, значительное место занимают сильно "г ер сработанные раннедокембрийские образования. Общность минеральных парагенезисов и наличие в актинолитах реликтов роговой обманки, сходных по составу с роговыми обманками пород Муйской глыбы, позволяет предположить, что плагиоклаз-амфиболовые породы в полосе "муйских гранито-гнейсов" являются продуктами регрессивного метаморфизма, наложенного на амфибол-плагиоклазовые породы глыбы [Божко и др., 1994]. Во внутренней структуре "гранито-гнейсов" зафиксированы три последовательных этапа субширотного, СЗ-ЮВ (ССЗ-ЮЮВ) и СВ-ЮЗ сжатия, отражающих позднедокембрийско-палеозойскую структурную эволюцию пород. В современной структуре "гранито-гнейсы" слагают тектоническую пластину, круто падающую к востоку и отделенную от Северо-Муйской глыбы частично погребенной под рифейско-кембрийскими образованиями офиолитовой сутурой.

Рифейский комплекс (Я). К рифейскому комплексу отнесены метавулканиты келянской толщи и комагматичные им интрузивные образования, а также (условно) парамская толща. Келяпская толща (рис.1) сложена мстаэффузивами и сланцами, метаморфизованными в условиях фации хлорит-мусковитовых и зеленых эпидот-актинолит-хлоритовых сланцев: р=3-4 кб при Т=300°С для порфиритоидов и порфироидов, Т=350-450°С для сланцев [Божко и др., 1994]. При детальном изучении структуры келянской толщи были выделены разновременные структурные парагенезы, сформировавшиеся в обстановках субширотного (на этапе деформации О)), СЗ-ЮВ (на этапе 02) и СВ-ЮЗ (на этапе

177Г (77F rwlj Щ' О5 ED6 EU7 033s Шу

5 Рис. 1. Геологическая схема западного обрамления Муйской глыбы и риептировки осей сжатия, восстановленные по структурным парагенезам.

/груктурно-веществепные комплексы; 1-2 - архейско-рашгепротерозойский комплекс (1 - гнейсы, мфиболиты, кристаллические сланцы Муйской глыбы; 2 - гетерогенный комплекс ктгаморфических пород водораздельной части правобережья р. Келяны ("муйскис гранито-нейсы")); 3-7 - рифейский комплекс (3 - порфиршонды, порфироиды, ортосланцы келянской олщи; 4 - метапесчаники, метаалевролнты, углистые сланцы, мраморизованные доломиты [арамской толпди; 5 - пшербазиты; 6, 7 - габброццы (6) и гранитоиды (7) муйского интрузивною омплекса); 8-12 - позднерифейско-кембрийский комплекс (8 - базальты, дациты, риолиты нижней [ачки тулуинской толщи; 9 - туфопесчашпси, туфоалевролиты, песчаники, алевролиты, онгломераты средней п верхней пачек тулуинской толщп; 10 - известняки и доломиты олотовской и аиктинской свит, 11, 12 - габброиды (11) и гранитоиды (12) позднеркфейско-ембрийского возраста); 13 - средне-позднеиалеозойские гранитоиды; 14 - четвертичные ггложепия. 15 - разрывные нарушения; 16 - границы стратиграфические и интрузивного контакта. 7 - точки отбора проб на микрофнтологический анализ; 18; а - участки детальных структурных кследований (/ - бассейн ручья Адяна-Келянского, 2 - бассейн ручья Аикта, 3 - Лдянская гряда, 4 -1ассейн ручья Адяна-Парамского, 5 - бассейн ручья Золотого, 6 • левый борт р. Келяны, 7 - левый ¡орт ручья Болотного, 8 - правый борт ручья Перевального, 9 - водораздельная часть ручьев Соленвала и Болотного, 10 - бассейн ручья Кривого, 11 - водораздел ручьев Верхнего и Дядин, 12 -¡ассейн ручья Младепцевского, 13 - бассейн ручья Абатуркин, 14 - нижнее течение р. Б.Тукалакты, 5 - нижпее течяше р. Шуринды, 16 - водораздельная часть бассейнов рек Анё и Киндикан; б -очки отбора образцов на микрозондовые исследования состава минералов метаморфических юрод Северо-Муйской глыбы (1), "муйских грашгго-гнейсов (2), келянской толщи (5), ЮжноШуйской глыбы (4). 19-21 - ориентировки осей сжатая, восстановленные по структурам на сдельных участках (этапов деформации Г>1 (19), Ог (20), Пз (21)).

На врезке показана тектоническая схема восточной части Байкало-Муйского пояса: 1 -массивы, сложетше раппедокембрийскими образованиями (Северо-Муйская (СМ), Южношуйская (ЮМ) и Каларская (Кл) глыбы), 2 - сгруктурио-формациотше зоны, сложенные щфейскими вулканогенно-терршенными образованиями (К - Келянская, И - Иракиндинская, Мк -Шамаханская, Кр - Каралонская, П - Парамская, Ш - Шаманская), 3 - гипербазиты, 4 -гембрийскне карбонатные прогибы (А - Адянский, ЯМ - Янгудо-Мамаканский), 5 - средне-юзднепалеозойские грашггоиды (восточный край Апгаро-Витимского батолита), 6 - Муйская сайнозойская рифтовая впадина (М).

Эз) сжатия. Возраст келянских мставулканитов в соседних структурно-[юрмационных зонах [Конников, Гибшер, 1994; Митрофанов, 1978; Митрофанов, '983] и данные биостратиграфии [Станевич, Железняков, 1990; Станевич, Райзуллина, 1992] позволяют датировать метавулканиты келянской толщи КИЗ эифеем. • Парамская толща, изученная нами фрагментарно (рис. 1), представлена нетаалевролитами, кварц-хлорит-серицитовыми, углистыми сланцами с тодчиненными прослоями метаэффузивов, мраморами. Породы толщи характеризуются низкими рТ-условиями метаморфизма (хлорит-биотитовая :убфация). При изучении структуры толщи были выделены разновременные лруктурные парагенезы, свидетельствующие о наличии трех деформационных >тапов. Сходство метаморфических преобразований и корреляция деформационных этапов в породах келянской и парамской толщ позволяет рассматривать их как близко одновозрастные. • Гипербазиты Усть-Келянского массива, фрагменты пород дайкового комплекса (Г), совместно с келянскими аулканитами в нижнем течении р. Келяны рассматриваются как тектонически разобщенные фрагменты офиолитовой ассоциации [Конников, Гибшер, 1994]. Молодежнинская группа гипербазитовых массивов в северных отрогах Южно-Муйского хребта представлена несколькими линзовидными телами серпентинитов н серпентинизированных перидотитов в карбонатно-терригенно-сланцевых отложениях тулуинской (?) толщи и в келянских метаэффузивах. Метагабброиды правобережья р. Келяны и западного водораздела р. Ане, относившиеся ко 2-ой

фазе муйского комплекса [Салоп, 1967], комагматичны келянским метавулканитш [Божко и др., 1991]. Часть габброидов в бассейне р. Келяны имеет более молодо возраст и прорывает отложения тулуинской толщи [Божко, 1994]. К муйском комплексу могут быть отнесены плагиограниты. возраст которых считаете позднерифейским [Врублевская, 1994; Конников, Гибшер, 1994\).

Позднерифейско-кембрийский комплекс (К3 - "С,) включает немета морфизованные вулканогено-осадочные образования тулуинской толщи 1 нижнекембрийские карбонатные отложения (рис. I). В отличие от тулуинско! свиты [Булгатов, 1983], нами пересмотрены объем и возраст даннол подразделения. В тулуинскую толщу включены образования, ошибочш относимые ранее к келянской толще [Булгатов, 1983; Салоп, 1964], мухтунна: [Геологическая карта СССР..., 1960] (тулуинская [Булгатов, 1983]) и мамакапска: [Геологическая карта СССР..., 1960; Салоп, 1964] (падроканская) свиты, а такж< контрастные вулканиты, коррелируемые с образованиями падринской [Салоп 1964; Булгатов, 1995] серии. Основанием для объединения отложений в единук толщу послужили результаты структурного парагенетического анализа, изучениз метаморфизма пород, взаимоотношений стратиграфических подразделений исследования комплекса ыикрофитолитов [Божко и др., 1994]. В разрезе толнд выделяется три пачки: вулканогенная, вулканогенно-терригенная и терригенная.

• Образования нижней пачки представлены бимодальными вулканитами сопоставляемыми с позднерифейскими вулканогенными формациями падринской серии [Митрофанов, 1983; Булдыгеров, Срывцев, 1995] и жанокского комплексе [Митрофанов, Митрофанова, 1980]. • Средняя пачка тулуинской толщи в предела;* Тулуинского прогиба имеет трансгрессивный характер при общем флишоидном типе разреза и фациальной изменчивости отложений. Полимиктовые валунные конгломераты [Божко и др., 1994; Королек, Кирмасов, 1996] слагают мощные внутриформационные тела. В пределах Кеяянского сегмента образования средней пачки приблизительно соответствуют тулуинской свите, но в увеличенном объеме (за счет включенных в ее состав неметаморфизованных образований келянской толщи). Возраст средней пачки, на основании петрографического исследования состава галек конгломератов, определяется как более поздний по отношению к вулканитам нижней пачки. • Верхняя пачка, сложенная песчаниками, алевролитами, аргиллитами, аркозово-кварцевыми конгломератами, соответствует мамаканской (падроканской) свите, но имеет значительно большую мощность. Пачка связана постепенными переходами с нижележащими туфогенно-терригенными образованиями тулуинской толщи, перекрывается кембрийскими отложениями и имеет, по данным изучения микрофитолитов (определения А.Ф.Вейса, ГИН РАН [Божко и др., 1994]), позднерифейско-вендский возраст.

• Карбонатные отложения золотовской и аиктинской свит принадлежат нижнему отделу кембрийской системы [Салоп, 1964; Язмир, 1968; Долматов, Язмир, 1976].

Тулуинская толща слагает в пределах КИЗ крупную Тулуинскую и Келянскую грабенообразные впадины. В верхнем и нижнем течении р. Келяны разрез толщи наращивается кембрийскими отложениями соответственно Янгудо-Мамаканского и Адянского прогибов. Породы тулуинской толщи и кембрийские карбонатные комплексы деформированы на одном этапе деформаций Оз в обстановке СВ-ЮЗ сжатия. • Разрез венд-кембрийских отложений считался амагматогенным. Наши исследования показали наличие единого комплекса интрузивных и субвулканических образований, прорывающих отложения позднерифейско-кембрийского возраста [Божко и др., 1994; Клочко, 1996].

Комплекс палеозойских гранитоидов (Рг^з). Палеозойские гранитоиды меют иитрузивпые контакты с более древними образованиями. По етрохимическим характеристикам породы комплекса относятся к семейству меренно-кислых гранитоидов ряда гранодиорит - гранита и низкощелочных ранитов нормального известково-щелочного ряда [Переляев, 1990]. При тсутствии данных о возрасте гранитов конкудеро-мамаканского комплекса епосрсдственно в пределах КИЗ условно эти образования можно датировать редним - поздним палеозоем на основании определений абсолютного возраста ранитоидов Ангаро-Витимского батолита в других районах БМП [Мельникова, 992; Будииков, 1996; Неймарк, Рыцк, 1993; Ярмолюк, Коваленко, 1997 и др.].

Глава 3. Структурный парагенетический анализ.

История вопроса. Геологические структуры не существуют обособленно, а »бразуют закономерные сочетания. Разные цели и задачи, стоявшие перед ^следователями, отражены в приводимых ими определениях понятия 'структурный парагенез" [Лукьянов, Щерба, 1972; Милеев, 1978; Вознесенский, '984; Белоусов, 1985; Расцветаев, 1987; Лукьянов, 1991; Талицкий, 1994; Гъчкин, '997 и др.]. Можно определять парагенезы структурных форм как "такие :омплексы (наборы) простейших структурных форм, которые составляют единые пектонические зоны, занимающие определенные объемы горных пород, и отличающиеся по структуре от соседних участков" [Лукьянов, Щерба, 1972; Чукъяпов, 1991], т.е. под структурным парагенезом (СП) предлагается понимать >мпирически устанавливаемые устойчивые сонахождения элементарных структур морфотектонический подход). С другой стороны, СП - это закономерные :очетания различных элементарных структур, которые сформировались в определенных механических обстановках, расшифровка которых составляет одну 1з основных задач структурного парагенетического анализа (механический юдход) [Талицкий, 1994]. Данные подходы определяют эволюционную сущность учения о структурных парагенезах: зародившись как концепция об устойчивых сочетаниях структур в рамках геотектоники и структурной геологии, оно в своем щиболее важном - генетическом - аспекте развивалось и развивается гектонофизикой. Развитие генетического аспекта приводит к тому, что структурный парагенетический анализ "перерастает" структурную геологию и :тановится самостоятельным направлением геодинамических исследований' Галкин, 1996, 1997], и с точки зрения разработанной В.А.Галкиным слассификации модифицируется в "парагенетический анализ неоднородной геологической среды'".

Новые подходы к моделированию геологической среды. Одним из эсновных методов изучения механизмов структурообразования является физическое моделирование. Геологические и геофизические наблюдения свидетельствуют, что в процессе тектонических деформаций перестройки структуры зависят не от осредненных полей напряжений, как это предполагают модели сплошности [Теркот, Шуберт, 1985\, а от их максимумов (концентраторов), распределение и перестройка которых определяется детальной структурой геологической среды [Талицкий, 1991, 1994; Талицкий, Галкин, 1989, 1997]. Неоднородности, внутренние и внешние, являются основным фактором структурообразования. Процессы формирования парагенезов разномасштабных структурных форм в реальной геологической среде при ее прогрессирующей деформации можно изучать с применением моделей структурированных сред [Пономарев, 1987; Родионов, Сизов, 1989; Садовский, 1989; Садовский, Писаренко,

1983; Талицкий, 1991, 1994; Талицкий, Галкин, 1997], опирающихся на исходш положения нового направления физики твердого тела (механики среды структурой [Панин, Гриняев, 1990]). Изначально неоднородная иерархичеа построенная геологическая среда включает следующие уровни структурш организации: внутризерновые, зерен - агрегатов зерен, слоев - пачек слоев, блоке [Талицкий, 1991; Галкин, 1997]. Распределение напряжений контролирует внутренней структурой системы, концентрируясь на неоднородностях разнь уровней, - образуется единое интегральное резко неоднородное поле напряжени Необратимые деформационные процессы ведут к релаксации напряжений концентраторах разных структурных уровней, каждый из которых обладак собственными механизмами и временами релаксации, поэтому деформационнь процессы происходят не хаотически, а закономерно и упорядочент последовательно переходя с уровня на уровень [Талицкий, 1991]. "Программг деформационного процесса зависит от внешних рТ-условий, типа нагружения и с внутреннего строения среды. Ход структурной эволюции влияет на конечны результат, выражающийся в формировании СП. Деформация геологической сред рассматривается как процесс динамический, развивающийся во времени, формирование механических СП - как процесс исторический, связанный последовательным преобразованием первичных структур во вторичные [Талицкш 1991, 1994]. Соотношение структур в пространстве и во времени в каждом случа закономерно и отображает механическую обстановку формирования СП.

Методика исследований. Методика анализа заключается в выделени закономерных сочетаний деформационных структур и в опрсдслсни! механических обстановок их формирования. Основой для выявления СП являете морфологический анализ, проводимый на разных масштабных уровнях [Лукьяное 1991]. На основе микроскопического изучения структур пород был составла "Атлас деформационных структур и текстур пород Келяно-Иракиндинской зоны" За последние десятилетия накоплен обширный фактический материал п< механическим испытаниям образцов горных пород и по результатам физическоп моделирования, и во многих случаях может быть найдено решение задачи п< определению кинематических и динамических условий образования отдельны; структур. Выделение и характеристика СП исходит из предпосылок конкретно! задачи, которая решается в рамках структурного парагенетического анализа Сложности, связанные с определением "элементарных" структур, входящих в СП преодолеваются масштабным подходом к выделению парагенезов [Лукьянов, 1991, Талицкий, 1994\. Если использовать термин "структурный рисунок" [Лукьянов Щерба, 1972] в качестве морфологического, определяя его как особенность пространственного размещения деформационных структур и их отображение нг геологической карте [Вознесенский, 1984; Галкин, 1997], а "структурный парагенез" использовать в качестве генетического понятия, можно считать, что люба« деформационная структура уровня N может быть описана как СП уровня (N+1), и как элемент СП уровня (N-1) [Галкин, 1996, 1997]. По характеру причинно-следственных связей можно выделить суперпозиционные, аккомодационные и компенсационные СП [Талицкий, 1994]. При классификации СП предлагается также использовать: принадлежность к структурному уровню, доминирующие механизмы деформации, характер распределения в пространстве, временным соотношения друг- с другом, механические обстановки, температурные условия формирования и др. [Галкин, 1996,1997].

Структурный парагенетический анализ включал следующие основные стадии: 1) детальные структурные исследования на отдельных участках; 2) корреляция деформационных событий в различных частях КИЗ.

Структурные парагепезы в породах Келяно-Иракинд1шской золы. В

бассейне р.Адяна-Келянского* (рис. 1, 2) по разрыву (Адянскому надвигу) контактируют отложения кембрия и породы тулуинской толщи, описываемые ранее в составе келянской толщи [Булгатов, 1983; Конников, Гибшер, 1994]). В герригенных породах тулуинской толщи развит секущий слоистость межзерновой кливаж [Галкин, 1988; Талицкий, Галкин, 1988] (м/з кл.). М/з кл. воз1Шкает в породах с неоднородными зерновыми структурами под действием механизма растворения под давлением (компрессионной ползучести [Теркот, Шуберт, 1985; Beach & King, 1978; de Boer, 1977]). Проникающий характер м/з кл., плоскости которого формируются ортогонально оси сжатая о3 [Талицкий, Галкин, 1988; Талицкий, 1989; Gray, 1978; Holcombe, 1982], позволяет восстановить ее ориентировку (СВ 60° - ЮЗ 240°). Ось растяжения cti в известняках ориентирована параллельно волокнам кальцита в жилах (ЮВ 150° - СЗ 330°; так же ось Cti ориентирована в блоке пород тулуинской толщи). Все петроструктуры, а также флексурные изгибы слоев известняков и тектонические блоки, сочлененные по разрыву (надвигу или взбросо-надвигу) являются членами единого разномасштабного СП, сформировавшегося на одном этапе деформации в механической обстановке СВ-ЮЗ сжатия. На зерновом уровне широко развиты деформационно-химические (деф.-хим.) СП [Гончаров, Талицкий, 1995; Галкин, 1997] (м/з кл. + минеральные жилы (м.ж.), м/з кл. + бороды нарастания (б.н.); м/з кг.. + м.ж. + б.н.). Единый план деформаций пород обоих блоков и отсутствие структурного несогласия между отложениями кембрия и породами тулуинской толщи позволяют трактовать эти образования как близко одновозрастные: терригенно-вулканогенная толща подстилает известняки без существенного перерыва в осадконакоплешш. В бассейне ручья Аикта (рис. 1, 2) также выделен СП, сформировавшийся в механической обстановке СВ-ЮЗ сжатия. Вблизи контакта с известняками в породах тулуинской (?) толщи наблюдается интенсивный м/з кл., по которому развиты асимметричные складки с субгоризонтальными шарнирами, набегающие на антиклиналь к СВ и S-образные складки. В процессе прогрессирующей деформации происходила смена кинематики перемещения блоков по Адянскому взбросо-надвигу, имевшему значительную левосдвиговую составляющую на поздних стадиях своего развития. Выделенный в пределах Адянской гряды (рис. 1, 2) СП практически не отличается от описанного в бассейне ручья Адяна-Келянского. В алевролитах наблюдается карандашная отдельность (pencil cleavage) [Уилсон, 1985], образовавшаяся при пересечении слоистости (S0) и м/з кл. (Si). В небольшом блоке пород тулуинской толщи, примыкающем с запада к Усть-Келянскому массиву гипербазитов, по субпослойным м/з кл. и микросланцеватости (Si) развиты слабо асимметричные складки и кливаж плойчатости (crenulation cleavage), поверхности которого располагаются ортогонально к оси максимального сжатия [Талицкий, 1983; Талицкий, Галкин,1988; Cosgrove, 1978; Gray & Durney, 1979]. Мелкие складки, складчатые кварцевые жилы на их крыльях и седловидные жилы в их замках образуют вместе с кливажом плойчатости (кл. пл.) СП, образовавшийся в обстановке локального сжатия (а'3; Аз.Пад. 150° Z 60°) при перемещении блоков по взбросу с небольшой левосдвиговой составляющей. Этот парагепез, в свою очередь, включается в СП уровня блоков, сформировавшийся в обстановке регионального СВ-ЮЗ сжатия.

* На участках в бассейне ручья Младенцевского наблюдения проводились В.Г.Талицким и А.Ф.Василевским, на участках в бассейнах ручьев Золотого и Адяна-Келяпского - В.Г.Талицким и А.Ф.Василевским при участия автора; на остальных участках - непосредственно автором.

бассейн ручья Адяиа-Кйпянского

бассейн ручья Аиста

Адянская гряда

бассейн ручья Удяна-Парамстого

бассейн ручья Золотого

левый Сорт р. Келяны

/Щ ХЕ>3 0 и Л-*- Г>3

бассейн ручья Кривого водораадвп ручьев Верхнего и Дядин

Л 4 Оз а

юдораздельнэя часгь бассейнов г**——"———г-———1 ре„ днв и киндикан

СИР

ШУ

сЗС=

Рис. 2. Структурные парагенезы и восстановленные по ним ориентировки осей сжатия на отдельных участках в пределах Келяно-Иракиндинской зоны.

1-4 - структуры (С) и структурные парагенезы (СП) уровня зерен и агрегатов зерен (1а - кливаж обломочных пород; 16 - стилолиты в карбонатных породах; 2 -сланцеватость; 3 - кливаж плойчатости; 4а - минеральные жилы; 46 - деформационно-химический парагенез межзерновой кливаж + минеральные жили); 5-10 - С и СП уровня слоев и паче* слоев (5 - смятая в складки с субвертикальными (а) и субт ори зонтальными (б) шарнирами жильная полосчатость; 6 - будинаж; 7 -муллион-структуры; 8 - кинк-зоны (юшкбанды); 9, 10 - складки, образованные по слоистости или метаморфической полосчатости, с субгоризонтальными (9) и субвертикальными (10) шарнирами); 11-15 - С уровня блоков (11 - взбросы, 12 - надвиги, 13 - сдвиги, 14 - сдвиго-взброс, 15 - сдвиго-надаиги); 16 - ориентировки плоскостных текстур (а - слоистости, б - кливажа); 17-20 - ориентировки осей сжатия, восстановленные по С и СП (17 - этапа деформации О!, 18 - этапа деформации 02; 19 - этапа деформации ИЗ; 20 - локального сжатия, связанного с перемещением блоков по разрывам в течение этапа деформации ПЗ). Цифрами

П(1(П11ЯЦт1 ^ийГТШ я^татич* /^ли"™,,« ........'--- ---- '

В бассейне ручья Адяна-Парамского (рис. 1, 2) в СП, сформировавшийся в известняках в обстановке СВ-ЮЗ сжатия, помимо м.ж. были включены полого падающий к ЮЗ внутриформациотшй надвиг, приразломные складки и филлониты. В парамской толще фиксируются разновременные СП, образовавшиеся в течение трех этапов деформации. На первом этапе (Di) в обстановке СВ-ЮЗ сжатия при субгоризонтальной ориентировке оси а3 (СВ 50° -ЮЗ 230°) образовалась складчатая структура толщи (СП: кливаж (Si) + складки (Fj) + взбросы). Локально распространенные муллион-структуры (mullions) [Белоусов, 1985; Уилсон, 1985\, S-образные складки (F^) с субвертикальными шарнирами включаются в СП, сформировавшийся в обстановке СЗ-ЮВ (ССЗ-ЮЮВ) сжатия (D2). По поверхностям м/з кл. складок (F2) развита м.ж., ориентировка которых позволяет включить их в СП, образовавшийся при посткембрийских деформациях (D3) в обстановке СВ-ЮЗ сжатия.

В бассейне ручья Золотого (рис. 1, 2) выделяется СП (кальцитовые жилы в известняках + м/з кл. в тсрригснно-вулканогснных породах (Si) + кл.пл. (Sj) и Z-образные складки по м/з кл. + сдвиго-надвиг), сформировавшийся в обстановке СВ-ЮЗ сжатия на одном этапе деформации; кл. пл. и асимметричные складки образуются по м/з кл. в локальном поле ССВ-ЮЮЗ сжатия, связанном с перемещением блоков по разрыву. На левом борту р. Келяны. в 2-х км ниже устья ручья Золотого (рис. 1, 2), обнажается несколько небольших блоков пород тулуинской толщи, разделенных разрывами правосдвиговой кинематики, при перемещении по которым по м/з кл. сформировались Z-образные плойки и кл.пл. На левом борту ручья Болотного (рис. 1, 2) по разрыву контактируют блоки, сложенные породами тулуинской толщи (восточный) и базальтовыми порфиритами келянской толщи (западный). Восточный блок представляет собой срезанное разрывом крыло структурной антиклинали. Развитый в терригенных породах м/з кл. сопровождается м.ж., образовавшимися при межслоевом проскальзывании. Длинные оси галек в конгломератах вытянуты параллельно плоскости м/з кл. и образуют линейность при соотношение осей галек от 1:1.5:6 до 1:2:10. В этот СП, сформировавшийся в обстановке СВ-ЮЗ сжатия, включены также правосторонний сдвиго-взброс и развитая в зоне разрыва в порфиритах жильная эпидот-хлоритовая полосчатость, смятая в Z-образные складки. На правом борту ручья Перевального (рис. 1, 2) в аналогичной структурной ситуации в обстановке субгоризонтального сжатия (ст3; ЮЗЗ 260° - СВВ 80°) в породах тулуинской толщи сформировался СП: м/з кл. (Si) + деф.-хим. СП + хлориг-мусковитовые порфиробласты (chlorite mica blasts) [Талицкий, Галкин, 1986; Borradaile, 1982; Gardner, 1982] + складки. В зоне разрыва при взбросовом перемещении блоков со значительной левосдвиговой составляющей в поле локального СЗ-ЮВ сжатия образуется СП: кинк-зоны (kinkbands) [Paterson & Weiss, 1966; Спенсер, 1981], кл.пл. (S2) по м/з кл., S-образные складки с субвертикальными шарнирами в терригенных породах + смятая в S-образные складки жильная эпидот-хлоритовая полосчатость в порфиритах. В пределах водораздельной части ручьев Коленвала и Болотного (рис. 1, 2) на контакте базальтовых порфиритоидов келянской толщи с терригенными породами тулуинской толщи зафиксирован СП, аналогичный описанному на правом борту ручья Перевального. Ось сжатия <т3, восстановленная ортогонально поверхности проникающего м/з кл. в породах тулуинской толщи, ориентирована субгоризонтально в СВВ - ЮЗЗ румбах; вблизи разрыва, разделяющего блоки пород, поле напряжений, связанное с перемещением блоков по разрыву, характеризуется СЗ - ЮВ ориентировкой оси сжатия.

-п -

< п

+ о V

х>

плотные'

< =3 о О II

промежуточный тип

зерновые зерновых структуры структур

< з

' о

ГЭ ■о

"рыхлые" зерновые структуры

3 а 2 -ё

•<! V «< * 63 Я

н а н р? а

п с ё31 § § 3

г 1 §

а о а

г»

ЕВ

5ч ¿5 3 »

й о

3 а V а

О О О х

^ М та <»

о р 2

К: X ра

о? ;=

о < < < гз

о 1 + "О

а ъ •< о> -а

4 а ь тз »

! 11 з I

5 5 я в ^

3 3

-8

Е о

С О

г О

Механическая интерпретация рассмотренных структурных парагенезов.

Объемные эффекты при деформации горных пород. Если под "прочностью" юнимать способность противостоять не только разрушению, но и пластической [еформации, то для разных материалов соотношение прочностсй на сжатие и на юстяжение может изменяться в широких пределах (от Пс/Пр<1 до Пс/Пр>1 через ШР=1) в зависимости от рТ-условий деформирования. В породах с изотропными ерновыми структурами реализуются либо сжимающие (Пс/Пр<1), либо »астягивающие напряжения (ПЛ1Р>1) с образованием соответственно кливажа и рещин отрьгоа; при ПД1Р = 1 образуются парагенезы структур сжатия и »астяжетшя [Талицкий; 1992]. Если пористость пород выше критической Cazagrande, 1936], структура материала "рыхлая" - при деформации она будет Уплотняться; если ниже, то структура "плотная", и такой материал будет 'величивать объем. Существуют породы, "пористость" которых определяется :пособностью деформироваться механизмом растворения под давлением. В ерригеиных породах с резко неоднородной ("рыхлой") зерновой структурой ПсЯ1р<1) при селективном растворении образуется м/з кл.; растворенное вещество южет переоткладываться в м.ж. и б.н., и деформация протекает с сохранением >бъема (AV0), или, при выносе вещества из системы, с уменьшением объема обратная дилатаисия; AV). При деформациях пород с "плотной" структурой механизм растворения под давлением заблокирован отсутствием резких сонцентраторов сжимающих напряжений (Пс/Пр>1): возникают трещины отрыва, i которых кристаллизуется растворенное вещество с образованием м.ж., и деформация сопровождается увеличением объема (прямая дилатансия; AV+). Деформационно-химические парагенезы и флюидные режилш. В процессе хеформационного растворения - персотложения могут участвовать рудные сомпоненты. Подобные деф.-хим. СП должны использоваться при изучении терераспределсния рудного вещества в процессе деформации. Образование юнальных полиминеральиых жил свидетельствует о смене геохимической ;пециализации флюида при деформации [Галкин, 1993]. В породах тулуинской голщи была выявлена общая направленность смены компонентов, эткладывавшихся в м.ж. и б.н. (плагиоклаз —> хлорит кварц -> кальцит). При реформации в отсутствие единой флюидной системы происходил локальный }шюидообмен между блоками, сложенными различными по составу породами и имеющими собственную флюидную специализацию. Миграцию флюидов в зоне <\дяпского надвига можно объяснит!» моделью тектонического нагнетания [Файф, Прайс, 1981] ("seismic pumping" [Sibson et ah, 1975; McCaig, 198Щ). Количественное определение величины деформаций и напряжений. Развитие в породах м/з кл. указывает на деформацию 20-30%-ного сокращения на уровне зерен [Галкин, 1988\\ элизкие к этому значения (40%-ная деформация сокращения - удлинения) были получены методом Фрая [Fry, 1979] для онколитовых извеепшков. Использование метода стресс-анализа по кварцу В.А.Галкина [1992, 1997], показало, что в большинстве пород деформационные структуры кварца соответствуют фоновым значениям палеонапряжений, не превышающим первых сотен МПа. Образование суперпозиционных структурных парагенезов. В зависимости от додеформационной структуры одни и те же литологические разности пород могут различно реагировать на приложенные напряжения. Структуры и СП уровня зерен можно отнести к одному из трех рядов (ПС<ПР, AV-; Пс>Пр, AV+; ПС=ПР, AV0). При прогрессирующей деформации пород с "рыхлым" типом зерновой структуры (I на рис. 3) в обстановке чистого сдвига реализуются прежде всего сжимающие напряжения, и увеличение степени деформации будет выражаться в структуре

породы степенью совершенства деформационной текстуры - м/з кл. (1а на рис. 3 При наличии в породе резко выраженных додеформационных объемных (16 i рис. 3) или плоскостных (1в, 1г, 1д на рис. 3) нсоднородностсй ход процесса будет существенной степени контролироваться этими концентраторами напряжений, породах с "плотной" зерновой структурой (известняках, эффузивах) (III на рис.! Пс > Пр и образуются м.ж. Увеличение степени деформации будет выражаться структуре пород увеличением количества м.ж. и их мощности. При смет геохимической специализации флюида м.ж. приобретают зональное строен» Промежуточный тип пород (ПС=ПР; II на рис. 3) характеризуется развитием деф хим. СП (м/з кл. + м.ж. ± б.н). Новообразованные структуры и текстуры в процесс прогрессирующей деформации могут вовлекаться в деформационный процесс пр изменении ориентировки этих структур по отношению к осям напряжеии (например, при вращении локального объема породы). В то же врем> переструктурирование пород па зерновом уровне резко изменяет и деформационные свойства, что влечет за собой переход деформации на друго структурный уровень. Упрочнение терригенно-вулканогенных пород пр развитии в них м/з кл. привело к образованию разрывов и переходу деформаци на уровень блоков (басс. ручьев Адяна-Келянского, Аикта, Золотого, пр. бор ручья Перевального и др.). Перемещение блоков по разрывам создает локальны поля напряжений, в которых по м/з кл. развиваются мелкие складки, плойчатость кл. пл., кшпе-зоны (басс. ручьев Золотого, Аикта, пр. борт ручья Перевального i др.; IV на рис. 3). В метабазальтах келянской толщи, имеющих "плотную зерновую структуру, релаксация напряжений происходила за счет образована м.ж; в отдельных зонах при "насыщении" породы этими элементами структурь породы приобретают расслоенность, образованную жильной полосчатостью. Пр! перемещении блоков по разрывам происходит смятие полосчатости ] асимметричные складки (V на рис. 3): деформации переходит на новы! структурный уровень.

Структурные парагенезы позднерифейско-кембрийского комплексi сформировались « единой механической обстановке при последовательном вовлечении < деформационный процесс структурных неоднородностей разных уровней - оп минеральных зерен до блоков регионального масштаба. Такие СП можно назвап суперпозиционными [Талицкий, 1994] (межуровенными [Галкин, 1997]). Морфо логически выделенные СП характеризуются последовательным наложением структур, возникших при перемещении блоков по разрывам, на более раннш структуры уровня зерен (м/з кл., жильную полосчатость) с образованием по ниш асимметричных складок, кинк-зон, кл.пл. Локальные оси а3, восстановленные пс кл.пл. и кинк-зонам, обнаруживают отклонения от СВ-ЮЗ ориентировки оси регионального сжатия. Структура КИЗ представляет собой ансамбль гетерогенных блоков, разделенных разрывами различной кинематики (рис. 4). Для описания локальных полей напряжений в зоне разрывов необязательно привлекать разновременные тектонические события: рассмотренные выше парагенезы сформировались в течение одного этапа, но на разных стадиях деформационного процесса (кроме разновременных СП в басс. ручья Адяна-Парамского). Ансамбль тектонических блоков выступает в роли СП следующего структурного (масштабного [Лукьянов, 1991]) уровня.

В бассейне ручья Кривого (рис. 1, 2) зафиксирован СП (кливаж (S,) + кварцевые жилы + взброс), сформировавшийся в обстановке СВ-ЮЗ сжатия (при субвертикальном положении оси oi). В бассейне ручья Верхнего и на водоразделе ручьев Верхнего и Дядин (рис. 1, 2) но крутопадающему к ЮЗ разрыву

штактируют образования Южно-Муйской глыбы и тулуинской (?) толщи. В эр одах последней зафиксирован СП (м/з кл. (81) + смятые в складки кварцевые илы + складки (!-() + взброс), сформировавшийся в обстановке СВ-ЮЗ сжатия.

В бассейне ручья Младенцевского (рис. 1, 2) в структуре пород можно >]Д слить разновременные СП трех деформационных этапов. (I) СП ланцеватостъ (Б)) + метаморфическая полосчатость) в "муйских гранито-1ейсах" образовался в обстановке субширотного сжатия на этапе О,. К этому СП ожно отнести также внутризерновые структуры (дробление и полигонизация грен КПШ и плагиоклаза с кристаллизацией в трешинах кварца). (II) Наблюдаемые в мстаэффузивах келянской толщи структуры сформировались в роцессе надвигообразования, включавшего несколько стадий: формирование ильной эшщотовой полосчатости, смятие полосчатости в лежачие складки, бразование катаклазитов, разбивших объем на пластины. В результате крупная еремещающаяся аллохтонная единица расслаивается на более мелкие с ифференцированным характером последующих перемещений. В этот СП, бразовавшийся в обстановке СЗ-ЮВ сжатия на этапе Е>2, включается также кл.пл. "гранито-гнейсах", залегающих гипсометрически ниже мстаэффузивов. (III) На гапе деформации Из в обстановке СВ-ЮЗ сжатая вся предшествующая структура азбилась субвертикальными кварцевыми жилами. В бассейне ручья Абатуркин 5ис. 1, 2) были зафиксированы разновременные СП, сформировавшиеся в течение рех деформационных этапов. Здесь этапу деформации Ог отвечают сопряженные истемы кинк-зон, развитые по сланцеватости и фиксирующие обстановку ССЗ-ЭЮВ сжатия. В нижнем течении р. Б. Тукалакты (рис. 1, 2) на первом этапе (Э)) в бстановке субширотного сжатия образовался СП (сланцеватость (81) в породах еяянской толщи + катакластическая структура гранитовдов). На структуры ервого этапа наложен СП (структуры вращения порфиробластов альбита + рисдвиговые складки + левые сдвиги) этапа В нижнем течении р. Шуринды рис. 1, 2) в структуре пород парамской толщи, слагающих ксенолит в поле 1азвития гранитоидов, зафиксированы два разновременных СП. Складчатая труктура толщи (СП: сланцеватость (Э,) + м.ж. + б.н. + структуры будинажа + [зоклинальные и тесно сжатые складки (РО) сформировалась в течение первого тапа деформации (О^. На эта структуры наложен СП (кл.пл. (Б2) + кише-зоны + [равосторонние сдвиги), отражающий обстановку СВ-ЮЗ сжатия второго (сформационпого события (1Эз?). В пределах водораздельной части бассейнов рек (не и Киндикана (рис. 1,2) образования келянской и тулуинской толщ обрамляют с апада комплексы Южно-Муйской глыбы. В породах тулуинской толщи [аблюдается единый СП (м/з кл. (81=80) в алевролитах + кл.пл. (Б,) в хлорит-людистых прослоях в замках складок + м.ж. + складки), сформировавшийся в Остановке СВ-ЮЗ сжатия. В структуре пород келянской толщи можно выделить ри разновременных СП. Более ранний СП (секущая по отношению к слоистости ¡ланцеватостъ (Б) + м.ж. + структуры будинажа + килевидные тесно сжатые или поклинальные складки + взбросы с локально развитым кл.пл.) сформировался в обстановке субширотного сжатия на этапе На проникающую сланцеватость 1аложсп регулярный СП (кл.пл. (82) + кинк-зоны), к которому можно отнести гакже деформированные мусковитовые пакеты, отдельные 8-образные складки и таойки, распространенные в разрезе келянской толщи севернее. Ориентировка оси жатия на этапе деформации 02 (ССЗ-ЮЮВ) восстановлена ортогонально к эриентировке кл. пл. Рассекающие весь объем келянской толщи полого падающие < северу кварцевые жилы относятся к этапу деформации Эз, в течение которого формировалась структура тулуинской толщи.

Корреляция деформационных событий, зафиксированных в структ пород Келяно-Иракиндинской зоны. Была создана временная шка деформационных событий (этапов сжатия) и сопоставлены деформационк планы, зафиксированные в различных частях региональной структуры (рис. 1, Надежным временным репером, к которому можно привязать деформационш события, являются известняки раннекембрийского возраста, которые претсрпс. единственный этап деформации. В этом же структурном плане в обстановке С ЮЗ сжатия деформированы отложения тулуинской толщи, структуры котор! обнаруживают парагенетические соотношения со структурами ксмбрийск: пород. Последовательное вовлечение в деформационный процесс неодноро ностей разных уровней приводит к образованию суперпозиционных СП. Возра данного деформационного события (Оз) является посткембрийским; благода] привлечению дополнительных критериев (см. гл. 4, 5), этот возрастной иитерв; можно датировать ранним (?) - средним палеозоем.

В породах кеяянской и парамской толщ были зафиксированы структур того же плана, в котором деформированы позднерифейско-кембрийсю образования, ио наложенные на более ранние структуры и СП. В басс. руч1 Младенцевского, в пределах водораздельной части р. Анё и Киндикан, в бас ручья Адяна-Парамского зафиксированы наложенные на раннюю сланцеватое] этапа деформации структуры следующего деформационного этапа Ог (кл.щ кинк-зоны и др.), что свидетельствуют о последовательной смене обстановс субширотного и СЗ-ЮВ (ССЗ-ЮЮВ) сжатия. Этапы деформаций и С имеющие близкие (в современных координатах) ориентировки осей палеосжати: отличаются друг от друга внешними параметрами протекания деформационны процессов: СП этапа Ь, являются деформационно-метаморфическими, СП этап Бз - деф.-хим. При суммировании данных для разновременных структу отдельных участков можно утверждать, что СП этапа Ог образовались обстановке сжатия, ориентированного вдоль простирания (или под неболыии: углом к нему) деформационных структур и текстур этапа Рь Структурь образовавшиеся на этапе Эг, являются элементами единого регулярного СП и, зависимости от деформационной предыстории пород, имеют различнуг структурную выраженность. Образование такого СП обусловлено не тхэльк< внешними, но и внутренними причинами, в том числе механизмом переиндексаци осей. В результате на определенных участках продольное (по простиранию КИЗ удлинение компенсировалось сжатием, и структура КИЗ могла подвергнутьс сегментации. Подобные зоны сегментации могли контролирован структурообразование более поздних тектонических циклов (вплоть д< неотектонического).

I - архейско-раннепротсрозойские кристаллические образования; 2 - рифейско-кембрийски вулканогегаго-осадочные и магматогенные образования; 3 - массивы гииербазигов; 4 четвертичные отложения Муйской впадины; 5 - неотектоничесхие сбросы, выраженные в рельефе главные (а) и второстепенные (б); 6-12 - разрывные нарушения, образовавшиеся в течение этап: деформации ГО и включенные в структурный парагенез уровня блоков - ансамбля блоков (6 взбросы; 7 - надвиги; 8, 9 - сдвиги, сдвиговая составляющая перемещений по которым установлен, методами структурного парагенетического анализа (8) или предполагается (9); 10 - сдвиго-взбросы

II - сдвиго-надвиш; 12 - разрывы, кинематика которых не определена); 13 - Адянский надвиг; 14 горизонтальная составляющая перемещения отдельных блоков по разрывам относительнс Муйской глыбы; 15 - участки детальных структурных исследований (см. рис. 1, 2). На врезк( показана тектоническая схема восточной части Байкало-Муйского пояса (1-6 - см. рис. 1; 7, 8 направление продольного перемещения блоков в восточной части пояса, определяемое наличием крупной неоднородности - Муйской глыбы, установленное (7) и предполагаемое (8)).

3' СО3 О4

Е+РЕЗ'ЕТ ВЕТ

Муднршгап •П&г

Ш3ПБ'4 Г©Т5

региональное сжатие

Рис. 4. Кинематическая схема относительных перемещений блоков по разрывам в обстановке СВ-ЮЗ сжатия в течение этапа деформации Эз.

Наиболее достоверно положение оси регионального сжатия определяет« для этапа сжатия 1>з (СВ-ЮЗ в современных координатах, или и крест простиран* Муйской глыбы). Кроме того, существует объективно установленные ассоциаци структур, пространственная ориентировка которых определяет направлен» сжатия комплексов пород на этапах 01 и Одним из наиболее важны результатов является установление близкого к ортогональному наложения С: этапов Б1 и 02 и регулярности проявления этого разновременного парагенез; выступающего в качестве характеристики рифейского комплекса. Структурпь парагенезы отражают три этапа регионального сжатия в позднем докембрии - палеозо Первые два деформационных этапа, соответствующие обстановкой субширотного и С ЮВ (ССЗ-ЮЮВ) сжатия, зафиксированы в образовании регулярных разновременны структурных парагенезов в породах рифейского структурно-вещественного комплекс (келянская и парамская толщи). Структуры и структурные парагенезы позднерифейсш кембрийского комплекса отражают обстановку СВ-ЮЗ сжатия в течет посткембрийского (среднепалеозойского) этапа деформаций.

Выделение механического компенсационного структурного парагенез: Кинематика перемещения блоков по разрывам контролируется крупным внешними неоднородностями строения КИЗ. Муйская глыба, представляюща собой в структуре БМП крупную неоднородность, разделяется на две част одноименной кайнозойской рифтовой впадиной, которая наследует, по крайне] мере частично, древшою зону погруженной части глыбы, существовавшую позднем докембрии (Парамский трог) и, возможно, в кембрии (Адянский прогиб] Погруженная часть глыбы является неоднородностью меньшего размера. Пр1 прогрессирующей деформации в обстановке СВ-ЮЗ сжатия тектонические блок; перемещались от концентраторов сжимающих к концентраторам растягивающи: напряжений (рис. 4). В структуре западного обрамления глыбы естественны) концентратором растягивающих напряжений является погруженная часть глыбь (Адянский прогиб); Аиктинский структурный выступ (рис. 4) являете; концентратором сжимающих напряжепий. В процессе деформации происходи" отжимание вещества к северу от Аиктинского выступа в сторопу "тени давления' Муйского массива - Янгудо-Мамаканского прогиба (врезка на рис. 4); такое ж< отжимание вещества наблюдается к югу от выступа - в сторону Адянског< прогиба. При этом в пределах последнего разрывы, в отличие от болышшетв; разрывов в западном обрамлении глыбы, приобретают восточную вергентностъ I характеризуются более пологими падениями поверхностей сместителей. Таки& образом, в западном обрамлении Муйской глыбы в присутствии сстественньп концентраторов сжимающих (Аиктинский выступ) и растягивающих (Адянскш прогиб) напряжений происходит образование механического компенсационного [Талицкий, 1994\ СП, включающего ансамбль тектонических блоков и разделяющш их разрывы различной кинематики. При образовании этого СП блок! испытывают продольное перемещение в условиях градиента напряжений междз концентраторами, что способствует перераспределению вещества, приводящему 1 сглаживанию неоднородностей. Процесс перераспределения вещества прр образовании механического компенсационного СП на уровне ансамблей блоко! подобен механизму образования деф.-хим. СП [Талицкий, 1994; Гончаров, Талицкий, 1995; Галкин, 1997} на зерновом уровне, что отражает униформизм структурной организации пространства на разных уровнях. Таким образом, ш заключительных стадиях посткембрийского этапа деформации в обстановке СВ-ЮЗ сжатия происходит продольное перемещение тектонических блоков от концентраторов сжимающих в области растягивающих напряжений (тектонических убежищ или "теней давления" Муйского массива) с формированием механического компенсационного структурного парагенеза. Кинематика разрывов зависит от их структурной позиции по

тпошепию к крупным региональным пеодпородностям. Подобные СП могли ормироваться в пределах восточного обрамления Муйской глыбы, о чем зидетельствует значительная сдвиговая составляющая разрыва, вытянутого вдоль ростирания Шаманского массива. Вполне вероятно, что образование еханических компенсационных СП характеризует палеозойскую тектонику всей осточной части БМП.

Глава 4.1'еодинамический анализ.

Типизация границ литосферных плит геологического прошлого роводится на основе выделения комплексов-индикаторов геодинамических обста-овок [Зоненшайн, Кузьмин, 1993], или литодинамических комплексов [Хаин, 1991].

Геодинамические обстановки формирования структурно-вещественных омплексов. Учитывая специфику структуры и метаморфизма, предполагается, что Шуйская глыба представляет собой часть древнего микроконтинента, окраины оторого были вовлечены в процессы рифейского тектогенеза [Беличенко, Скляров, 994; Божко, 1995; Гусев, Хаин, 1995; Зоненшайн, Кузьмин, 1990; Конников, Гибшер, 994; Моссаковский, Ружещев, 1993; Парфенов, Булгатов, 1996 и др.]. Нами также оказано существование блоков древнего кристаллического фундамента ("муйские ранито-гнейсы") в поле развития рифейских пород [Божко и др., 1994]. Пластины аннедокембрийских образований могли попасть в аккреционный комплекс ападного обрамления глыбы в процессе дробления краевых частей Муйского [икроконтинента с формированием чешуй пород, вовлеченных в надвиго-бразование при позднерифейской коллизии.

Энсиматическая островная дуга западно-тихоокеанского типа реконстру-руется на основании находки бонинитов в образованиях келянской >строводужной толеитовой серии [Божко и др., 1991, Конников, Гибшер, 1994; Сонников, Цыганков, 1994]. В нижнем течении р. Келяны выделен полный (?) набор 'фиолитовой ассоциации [Конников, Гибшер, 1994], вулканический комплекс оторой состоит из низкокалиевых толеитовых и известково-щелочных базальтов Гусев, Песков, 1992; Конников, Гибшер, 1994]. Эволюция энсиматической 1Стровной дуги выразилась в смене формаций от марианит-бонинитовой к [епрерывно-дифференцированной базальт-андезит-риолитовой [Божко и др., 991]. Ассоциирующие с низкокалиевыми толеитами плагиограниты [Конников, "ибшер, 1994] относятся к ранним этапам эволюции дуги и сформировались за чет вещества деплетированной мантии [Неймарк, Рыцк, 1995] во фронтальных [астях островных дуг. Гранитоиды лесного комплекса [Срывцев, Халилов, 1992] ндезитового геохимического типа могли образоваться на зрелой стадии волюции дуги [Зоненшайн, Кузьмин, 1993] или при столкновении Келянской дуги и Шуйского микроконтинента совместно с литогенными гранитами малоякорного :омплекса. Метатерригенные и метакарбонатные породы парамской толщи гшосятся нами к образованиям преддугового (?) комплекса. Тектонический блок »етавулканитов в поле развития пород тулуинской толщи можно рассматривать вслед за [Конников, Гибшер, 1994]) в качестве пластины островодужных пород, )бдуцированных в конце рифея на край Муйского микроконтинента. К >листомеланжу в районе Молодежного месторождения относится комплекс 1аотического строения, сложенный пластинами гипербазитов, блоками сарбонатных пород, заключенных в песчано-сланцевый матрикс, ранее !ыделенный в качестве метаолистостромы [Добрецов, Картавченко, 1983].

Хорошая сохранность образований позднерифейско-кембрийского сомплекса позволяет наметить в его составе ряд формаций (бимодальная базальт-

дацит-риолитовая [Булдыгеров, Срывцее, 1995; Булгатое, 1995], пестроцветн терригашая, туфогенно-терригенно-черносланцевая, терригснно-карбонагназ который составляет молассовдную субформацию и отвечает стадиям развил рифтогенпого прогиба, развивавшегося на постколлизионной стадии развил [Геодинамические реконструкции, 1989]. Образование рифтогенного комплск-началось после причленения Келянской островной дуги к микрокоитинент Вулканиты жанокского комплекса характеризуются высокой щелочностью кисль дифференциатов с общим преобладанием К над Na [Митрофанов, Митрофанов 1980]-, для базальтов падринской серии установлена высокая концентрация титан фосфора и легких REE [Булгатое, 1995]. Изотопное отношение 87Sr/86Sr составляв 0.706 [Переляев и др., 199Ü] - 0.7084+0.0004 [Булдыгеров, Срывцев, 1995], чт характерно для континентальных рифтовых зон [Зоненшайн, Кузьмин, 1991 Рифтогенные комплексы позднерифейско-вендского возраста выделяются и других частях БМП [Котиков, Гибшер, 1994; Булдыгеров, Дольник, 1988; Булгато Булдыгеров, 1990]. Рифтогеиез мог быть вызван увеличением мощности коры результате аккреции и изостатическим "всплыванием" орогенов, в сводовых частя которых формировались рифтогенные структуры. С другой стороны, развита продольных сдвигов при коллизии островной дуги и микроконтинента могл привести к возникновению прогибов типа pull-apart basins [Tapponnier, Peltze, 1982]. He исключено, что Келяно-Тулуинский прогиб мог быть остаточнс морским, унаследованным от окраинного моря, расположенного между Келянско островной дугой и Муйским микроконтинентом [Божко, 1995].

Становление кошсудеро-мамаканских гранитоидов S-типа [Божко и др 1991] относится к позднеколлизионной стадии развития региона - внутриплитно коллизии [Ярмолюк, Коваленко, 1997]. Максимум датировок гранитоидо приходится на интервал 350-300 млн.лет, что свидетельствует о широком развита! коллизионных процессов в пределах БМП в карбоне. Ранне- и среднепалеозойски датировки свидетельствуют о длительном развитии гранитоидного магматизма : результате серии последовательных эпизодов коллизии между Баргузино Витимским микроконтанентом и новообразованными структурами БМ1 [Неймарк, Рыцк, 1993г; Гусев, Хат, 1995; Парфенов, Булгатое, 1996].

Геодинамическая модель развития Келяно-Иракиндинской зоны i докембрии - палеозое. Архейские и раннепротерозойские комплексы Муйско] глыбы сформировались в течение длительного мегаэтапа древнего кратона. I раннем или среднем (?) рифее на фоне общего рифтогенеза Паш ей произошлс раскрытие Байкало-Муйского океанического бассейна. Свидетельство! проявления этапа деструкции кратона и образования океанического бассейна j регионе являются офиолитовые комплексы [Грудинин, 1992; Гусев, Песков, 1992 Конников, 1994] и их фрагменты [Грудинин, Демин, 1991] в различных частях БМП На этапе периокеанической эволюции бассейна (островодужном) в конце рифея на; зоной субдукции происходит заложение Келянской энсиматической [Божко и др., 1991; Конников, Гибшер, 1994; Конников, Цыганков, 1994] островной дуги. Е позднем рифее в процессе продолжающейся субдукции произошло сближение у последующее столкновение островной дуги с Муйским микроконтинентом являющееся частным выражением общего процесса аккреции террейнов i рассматриваемой части Палеоазиатского океана [Беличенко, Скляров, 1994; Божко, 1995; Гусев, Хаин, 1995; Парфенов, Булгатое, 1996]. На этапе коллизии (аккреции} островной дуги и микроконтинента происходит формирование офиолитовой сутуры и обдукция фронтальной части островодужиых образований на край микроконтинента [Конников, Гибшер, 1994J. Коллизия сопровождается становлением гранитоидов [Срывцев, Халилов, 1992]. Этап аккреции фиксируется

роявлением зеленосланцевого метаморфизма в вулканитах келянской толщи и Зразованиях Муйской глыбы и двумя последовательными этапами субширотного 3i) и ССЗ-ЮЮВ (Dj) сжатия. Образование неократона произошло в конце эзднсго рифея [Божко, 1995\ или на границе рифея и венда [Белтепко, Скляров, 994; Гусев, Хаип, 1995; Парфенов, Булгатов, 1996\. Позднерифейский возраст бразований постаккреционного комплекса и важное значение уровня 850 млнлет (оментовский, 1984, 1996, 1997; Хат, Рудаков, 1995\ в тектонической истории осточной Азии позволяет предполагать, что неократон сформировался именно к гому рубежу [Божко, 1995\. В течение постаккреционного этапа образуется рогиб, наследующий древнюю сутуру. Постаккреционный комплекс практически е затронут процессами метаморфизма и деформирован одноактно на этапе нутриплитного коллизионного диастрофизма - последнего выделяемого для егиона этапа деформаций (D3) в обстановке СВ-ЮЗ сжатия в посткембрийскос ремя (в среднем палеозое?). В течение этапа внутриплитной коллизии происходит гановление позднеколлизионных гранитоидов. Так как посторогенные ранитоиды обычно формируются в пределах 50 млн.лет после орогенного сжатия максимум проявления гранитоидного магматизма приходится на карбон - 350-330 1лн.лет), то посткембрийское сжатие должно соответствовать уровню 400 млн.лет, о есть концу силура - началу девона (?).

Глава 5. Коллизионные процессы и структурообразование в восточной части

Байкало-Муйского пояса.

Временной (вертикальный) ряд структурных парагенезов Келяно-Траетшдкнской зоны. При геоданамических реконструкциях предлагается ыделять латеральные и вертикальные структурно-парагепетические ряды Бахтеев, 1997[. Поскольку наши исследования сосредоточены в пределах [ебольшого сегмента БМП, мы ограничиваемся выделением вертикального временного) ряда структурных парагенезов. В структуре геодинамических :омплексов коллизионных зон фиксируются деформации дискретных в масштабе еологического времени этапов регионального сжатия, в то время как этапы штяжения и раскола коры часто не имеют четкого отражения в структуре и югут реконструироваться по наличию геологических комплексов с характерной еохимической специализацией магматогенных пород.

В тектонической эволюции КИЗ в позднем докембрии - палеозое (ыделяются два этапа коллизии: столкновение Келянской островной дуги и Шуйского микроконтинента в конце рифея, и этап внутриплитной коллизии в реднем (позднем) палеозое. Эти коллизионные события, соответствующие этапам (еформаций Di и D3, отражепы в структуре островодужного и постаккреционного сомплексов. Промежуточный этап D2 отражен в образовании регулярных СП в юродах островодужного комплекса. Структурные парагенезы образуют следующий временной ряд (рис. 5): позднерифейский СП (1). позднерифейский СП 2), посткембрийский СП (3). Образование СП (2) можно связать либо с одним из щух эпизодов коллизии, либо относить к отдельному этапу тектонической )волюции. • В процессе коллизии островной дуги и микроконтинента регулярные СП (кл.пл., кинк-зоны и др.) могли возникать как структуры, компенсирующие продольное удлинение КИЗ и приводящие к се сегментации (рис. 5, 1а). Приведенная интерпретация позволяет рассматривать позднерифейский СП (2) этапа деформации D2 в качестве элемента единого компенсационного [Талицкий, 1994\ позднерифейского СП (1, 2), сформировавшегося на одном этапе реформации Dm в процессе коллизии островной дуги и микроконтанента.

Поаднерифейский СП (1,2) субширотное сжатие

УСЛОВНЫЕ ОБОЗНАЧЕНИЯ 2

СЕИИ7 Ш8 ЕЗ9 В'

сланцеватость пронняакхцая текстур* деформационно-метаморфичастй СП

деформационно-химичемо« СГ межзер новой кливаи минеральные жиль бороды нарастания проникающий СП

Рис. 5. Временной рад структурных парагенезов Келяно-Иракиндин-ской зоны и возможные варианты его структурно-палеогеодинамиче-ской интерпретации. 1-7 - палеогеодинамические комплексы (1 -комплекс микроковгиненга; 2 - острово-дужный; 3 - преддуговыи (?); 4 - комплекс неократона; 5 - постаккреционный (а - для СП (1, 2), б - дня СП (3), кроме Муйской впадины); 6-8 ориентировка текстур: 6 -сланцеватости этапа деформации П1, 7 -

кливажа плойчатости, развитого по сланцеватости, этапа деформации 02, 8 - межзернового кливажа этапа деформации 1)з; 9 - оси складок; 10-12 - разрывные нарушения (в том числе: 11 - взбросы и надвиги, 12 -сдвиги); 13-15- механические обстановки формирования СП: 13 - субгоргоонгалыгое сжатие, 14-сдвиг, 15-сжатие со сдвигом (транспрессия); 16 - ориентировка осей локального сжатия, возникающего при "переивдехсацни" осей и компенсирующего продольное удлинение или аккомодирующего сдвигание; 17 -структуры н структурные парагенезы уровня зерен и агрегатов зерен. 1а, 16, II - На, II - Ш, III - различные варианты структурно-шлеогеодана-мической интерпретации временного ряда СП. Пояснения в тексте.

Позднерифейский СП (2} суб меридиональный сдвиг

де<}»рдецион>ю-химичесюй СП меж зерновом кпивэк ьч-р^ шнвральные жилы I У'ТДР^орсды нарастания Л^Ут^^утронимкхций СП

компенсационный СП

ирокое развитие субвертикальных систем тектонической делимости при резком коричном сужении и фрагментарном развитии продольных структурно-формационпых удзон, сформировался па палеозойском этапе тектогеиеза.

Влияние Муйской глыбы на структурообразование в позднем докембрии -меозое. Особенности геологического строения позволяют рассматривать 1уйский блок в качестве недсформируемого (слабодеформируемого) включения, тогр уженного" в более пластичный матрикс. Жесткость включения определяется ^Шествованием в его обрамяепии ослабленной (non-cohercnt) границы [Odorme, 994]. Поведение жестких включений и распределение напряжений в системе матрикс - включение" изучались в экспериментах [Пржиялговский, Басант, 1989; ■hosh & Sengupta, 1973; Ghosh & Ramberg, 1976; Odonne, 1994; Van den Driessche& !run, 1987 и др.]. Для выяснения влияния Муйской глыбы на структурообразование ыла создана грубая физическая модель. При деформации простого сдвига илипсоидальное включение, расположенное симметрично над главной зоной мещения, испытывает поворот; одновременно над зоной сдвига образуются колы Ридсля и двусторонние тени давления. Формирование односторонних теней авления (Янгудо-Мамаканский прогиб, врезка на рис. 4) возможно в результате бразования узкой локализованной зоны сдвига по границе вытянутого вдоль яавной зоны смещения удлиненного недеформируемого включения. Гнтерпретировать подобного рода структуры можно как результат перемещений о разрывам с искривленной поверхностью, что может являться одной из причин бразования присдвиговых грабенов [Борняков, 1992; Гзовский, 1953]. )риснгировки осей эллипсоидов деформации преломляются на границе двух сред Odonne, 1994], что нужно учитывать при восстановлении ориентировок алеонапряжений по структурам, отражающим конечные деформации.

Образование н развитие Байкальской структурной дуги в докембрии -[алеозое. Дугообразное строение БСО определяется наложением тектонических [роцессов трех главных этапов ее эволюции: деструкции континентальной коры в >аннем - среднем (?) рифее, океанической эволюции и аккреции террейнов в юзднем рифее, внутриплитной коллизии в палеозое [Гусев, Хаин, 1995; Парфенов, ¿ужатое, 1996]. Далеко выдвинутое по шовным зонам положение Муйские »фиолиты зашли в среднем - позднем палеозое [Гусев, Хаин, 1995], а Баргузинский шок (неократон [Божко, 1995], микроконтинент [Зоненшайн, Кузьмин, 1990; Гусев, {айн, 1995], композитный террейн [Беличенко, Скляров, 1994]) мог выступать в >оли индентера (indenter), деформировавшего образования Байкало-Патомской оны. Расхождение раннепалеозойских палеомагнитаых склонений для СЗ и ЮВ >айопов Сибирской платформы объясняется вращением против часовой стрелки ^нгаро-Анабарского блока относительно Алданского [Павлов, Галле, 1996] в юслераннесилурийское время при развитии Вилюйской палеорифтовой системы. Раскрытое Вилюйского рифта и значительная величина вращения должны были жазать влияние на структурообразование в БСО; с другой стороны, рифтогеиез лог быть вызван коллизионными процессами, происходящими вдоль южной жраины Сибирской платформы. Вращение Алданского и Ангаро-Анабарского Зло ков [Павлов, Галле, 1996] может объяснить правосдвиговую составляющую теремещения по Прибайкальскому шву [Федоровский, Владимиров, 1995] и ювосдвиговую - в Муйской зоне [Коваленко, Гладкочуб, 1992; Коваленко, Корольков, 1997] при "выдавливании" Баргузинского блока. С другой стороны, градационные представления о левосдвиговой кинематике перемещений по разломам в Западном Прибайкалье и правосдвиговые по Байкало-Муйскому и Жуинскому швам [Гусев, Хаин, 1995; Тектоника юга Восточной Сибири, 1987] корошо согласуются со структурным рисунком Байкало-Патомской зоны [Иванов,

Рязанов, 1992], образовавшимся при коллизии Баргузинского микроконтинента его индентации (?). Предполагается, что Байкальская дуга может рассматривать! в ряду шщентационных СП [Копп, 1994; Мпег ег а1., 1994; Тарропшег, Рекхет, 1981

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Результаты, полученные при проведении структурного парагенетическох и палеогеодинамического анализов в пределах Келяно-Иракиндинской зош могут быть сформулированы в виде следующих защищаемых положений.

1. Структурные парагенезы отражают три этапа регионального сжатия позднем докембрии - палеозое. Первые два деформационных этап; соответствующие обстановкам субширотного и СЗ-ЮВ (ССЗ-ЮЮВ) сжати: зафиксированы в образовании регулярных разновременных структурны парагенезов в породах рифейского структурно-вещественного комплекс (кеяянская и парамская толщи). Структуры и структурные парагенез] позднерифейско-кембрийского комплекса отражают обстановку СВ-Ю сжатия в течение посткембрийского (среднепалеозойского) этапа деформаций.

2. Структурные парагенезы позднерифейско-кембрийского комплекс сформировались в единой механической обстановке при последовательно; вовлечении в деформационный процесс структурных неоднородностей разны уровней - от минеральных зерен до блоков регионального масштаба.

3. На заключительных стадиях посткембрийского этапа деформации обстановке СВ-ЮЗ сжатия происходит продольное перемещение тектонически блоков от концентраторов сжимающих в области растягивающих напряжени (тектонических убежищ или "теней давления" Муйского массива) формированием механического компенсационного структурного парагенезг Кинематика разрывов зависит от их структурной позиции по отношению крупным региональным неоднородностям.

4. В геодинамическом развитии Келяно-Иракиндинской зоны в поздне; докембрии - палеозое выделяются этапы океанической эволюции, столкновени островной дуги и микроконтинента, рифтогенный, внутриплитной коллизии Этапы регионального сжатия соответствуют столкновению островной дуги ] микроконтинента в позднерифейское время (первый и второй эташ деформации) и внутриплитной коллизии в раннем - среднем палеозое (третта этап деформации). Типоморфный для зрелых стадий коитинентальпо] коллизии содвиговый структурный рисунок Келяно-Иракиндинской зоны определяющий сс линейный характер, широкое развитие субвертикальны, систем тектонической делимости при резком вторичном сужении 1 фрагментарном развитии продольных структурно-формационных подзон сформировался на палеозойском этапе тектогенеза.

Список опубликованных работ

1. Кирмасов А. Б. О предполагаемой сдвиговой природе позднерифейско-раннепалеозойских прогибов Муйского сегмента Байкало-Витимского пояса // День научного творчества студентов-95 (4 апреля 1995 года): Сборник тезисов докладов научной конференции студентов геологического факультета МГУ. М., 1995, с. 2.

2. Кирмасов А.Б.. Талицкий В.Г. Структурная эволюция Келяно-Иракиндинской зоны (Северное Прибайкалье) в докембрии - среднем палеозое//Проблемы геологии Сибири. Тезисы докладов научной конференции, посвященной 75-летию геологического образования в Томском государственном университете. Том 1. Томск: ТГУ, 1996, с. 56.

3. Кирмасов А.Б., Королек Т.Л. Роль региональных сдвигов в формировании структуры восточной части Байкало-Муйского пояса 77 Ежегодная научная конференция "Ломоносовские чтения" (тезисы докладов). М., 1996, с. 66-67.

4. Кирмасов А.Б. Эволюция Адянского прогиба (Северное Прибайкалье) в позднем докембрии - раннем палеозое 77 Геологические исследования литосферы (сбортк научных трудов). М., Институт литосферы РАН, 1996, с. 15-17.

5. Королек Т.Л., Кирмасов А.Б. Условия накопления отложений тулуинской свиты в позднем рифее - венде (Келяно-Иракиндинская зона. Северное Прибайкалье) // Палеогеография венда - раннего палеозоя (тезисы докладов). Екатеринбург, УрО РАН, 1996, с. 81-83.

6. Божко H.A., Кирмасов А.Б.. Королек Т.Л. Тектоническая эволюция Адянского прогиба (Келяно-Иракиндинская зона. Северное Прибайкалье) в позднем докембрии -палеозое /7 Вестн. Моск. ун-та, сер. 4, геология, 1997, № 5, с. 14-19.

7. Кирмасов А.Б. , Королек Т.Л. Влияние Шуйского массива на локализацию и развитие осадочных прогибов в венде - кембрии (восточная часть Байкало-Муйского пояса, Байкальская складчатая область) // Тектоника Азии. Программа и тезисы XXX тектонического совещания. М., ГЕОС, 1997, с. 118.

8. Кирмасов А.Б. Надвиги и компенсационные структурные парагенезы в пределах Келяно-Иракиндинской зоны (восточная часть Байкало-Муйского пояса) 7/ Современные проблемы шарьяжно-надвиговой тектоники (тезисы докладов). Уфа, 1997, с. 56-58.

В печати

1. Королек Т.Л., Кирмасов А. Б. Палеотектонические условия накопления отложений тулуинской свиты в позднем рифее - венде (Келяно-Иракиндинская зона, Северное Прибайкалье) 77Вестн. Моск. ун-та, сер.4, геология.

2. Кирмасов А. Б. Образование компенсационных структурных парагенезов как ведущий механизм структурообразования при внутриплитной коллизии в восточной части Байкало-Муйского пояса в ранит - среднем палеозое 77 Тектоника и геодинамиСа: общие и региональные аспекты. Программа и тезисы XXXI тектонического совещания. М.: ГЕОС, 1998.

3. Kirmasov A.B.. Bozfiko N.A. Kinematics of the Kelyana-lrakinda fault sistem: Early Paleozoic dextral and sinistral faulting from western margin of Muya massif as resuit of structural inhomogeneities 77 6 th Zonenshain conference on plate tectonics. Programme and abstracts. Moscow, 1998.

Научио-проговодствияаш отчет

Божко H.A., Талицкий В.Г., Парфенова О.В., Клочко A.A., Кирмасов А.Б. Королек Т.Л. Выявление этапов структурно-метаморфических перестроек и характера метаморфизма осадочно-вулканогенных и магматогенных образований Келяно-Иракиндинской зоны Муйского района Северного Прибайкалья. Отчет Бурятской партии МГУ. М., 1994.

Издательство АО "Диалог-МГУ". ЛР № 063999 от 04.04.95 г. Подписано к печати 19.12.97 г. Усл.печ.л. 1,8. Тираж 100 экз. Заказ 1085. Тел. 939-3890, 939-3891,928-1042. Факс 939-3893. 119899, Москва, Воробьевы горы, МГУ.

Информация о работе

Кирмасов, Алексей Борисович
кандидата геолого-минералогических наук
Москва, 1998
ВАК 04.00.04

Автореферат

Структурная эволюция и палогеодинамика келяно-иракиндинской зоны (восточная часть Байкало-Амурского пояса) в позднем докембрии-палеозое - тема автореферата по геологии, скачайте бесплатно автореферат диссертации

Похожие работы