Структурная эволюция метаморфических комплексов древних щитов

Мельников, Александр Иванович

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Структурная эволюция метаморфических комплексов древних щитов
ВАК РФ 25.00.03, Геотектоника и геодинамика

Автореферат диссертации по теме "Структурная эволюция метаморфических комплексов древних щитов"

003456393 На правах рукописи

МЕЛЬНИКОВ Александр Иванович

СТРУКТУРНАЯ ЭВОЛЮЦИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ДРЕВНИХ ЩИТОВ

Специальность 25.00.03 - геотектоника и геодинамика

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

ИРКУТСК - 2008 г.

Работа выполнена в лаборатории геологии и магматизма древних платформ Института земной коры СО РАН

Научный консультант: член-корреспондент РАН, доктор геолого-минералогических наук Скляров Евгений Викторович

Официальные оппоненты: член-корреспондент РАН, доктор геолого-минералогических наук Глебовицкий Виктор Андреевич

Защита состоится « 24 » декабря 2008 г. в « 9 — » часов на заседании Диссертационного совета Д 003.022.02 при Институте земной коры СО РАН, по адресу: 664033, Россия, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 128.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Иркутского научного центра СО РАН в здании Института земной коры СО РАН.

Отзывы на автореферат в 2-х экземплярах, заверенные печатью учреждения, просим направлять по указанному адресу ученому секретарю совета кандидату геол.-мин. наук Юрию Витальевичу Меныпагину, e-mail: men@crust.irk.ru

Автореферат разослан « октября 2008 г.

доктор геолого-минералогических наук, профессор Шерман Семен Иойнович

доктор геолого-минералогических наук, профессор Смелов Александр Павлович

Ведущая организация:

Институт геологии и минералогии СО РАН (г. Новосибирск)

Ученый секретарь диссертационного Совета, кандидат геолого-минералогических наук

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность работы. Проблема внутреннего строения неоднократно метамор-физованных и сложнодислоцированных комплексов, слагающих фундаменты древних щитов, в течение уже многих десятилетий постоянно привлекает пристальное внимание исследователей разных специализаций. Это связано с тем, что расширение и углубление наших знаний о строении и особенностях эволюции древнейших образований дает нам определенный ключ к пониманию общих закономерностей становления континентальной земной коры нашей планеты, создает более реальную основу, необходимую для дальнейших палеогеоди-намических и кинематических реконструкций. Несмотря на огромные успехи, достигнутые в изучении геологии и тектоники докембрия, особенно в прошедшее десятилетие, все еще остается целый ряд дискуссионных моментов, касающихся внутренней структурной организации, петрологии, геохронологии, металлогении, последовательности, механизмов, текго-нофизических условий деформаций и первичной природы комплексов, сформировавшихся в этот самый длительный и загадочный период в истории развития Земли. Строение фундаментов древних платформ в настоящее время изучается в нескольких аспектах: раскрытие специфики стиля складчатых и разрывных дислокаций раннедокембрийских толщ, их связей с метаморфизмом и металлогенической специализацией породных ассоциаций, выяснение типов и механизмов структурообразования, их текгонофизических условий, структурно-метаморфических и других эндогенных трансформаций; реконструкция первичной природы вещественных комплексов и геодинамических обстановок докембрия с целью создания наиболее приемлемых и менее противоречивых моделей формирования континентальной земной коры в раннедокембрийской геологической истории Земли.

В этой связи, предпринятый в работе синтез геологических, изотопно-геохронологических и структурных данных, полученных диссертантом в процессе многолетнего изучения докембрийских кристаллических комплексов Сибирской платформы и других регионов представляется вполне актуальной задачей, позволяющей получить дополнительные факты для решения дискуссионных вопросов метаморфической геологии и тектоники.

Цель и задачи исследований. Основной целью выполненных исследований было региональное обобщение и систематизация собственных и опубликованных геологических, геохронологических, петрологических, тектонических данных и реконструкция структурной эволюции метаморфических комплексов докембрийского кристаллического фундамента Сибирской, Восточно-Антарктической платформ, южного обрамления Танзанийского кра-тона и других регионов. Для достижения этих целей решался следующий ряд самостоятельных задач:

1. Восстановление последовательности геологических процессов, проявленных в метаморфических комплексах древних щитов, изотопно-геохронологическое датирование наиболее древних (по структурным соотношениям) пород и выделение типовых структурно-вещественных комплексов.

2. Установление последовательности структурообразования, изучение морфологии, кинематики, механизмов формирования и взаимосвязей складчатых и разрывных дислокаций.

3. Реконструкция возможных условий деформаций при струкгурообразовании, реологических свойств пород и величин тектонических деформаций на основе анализа морфологии естественных тензодатчиков - структур будинажа и мелких складок.

4. Восстановление и анализ полей палеонапряжений на различных этапах структурной эволюции метаморфических комплексов докембрийского фундамента.

Восточно-Антарктического щитов (в сезонном составе 35 Советской Антарктической Экспедиции), южного обрамления Танзанийского кратона (в рамках российско-бельгийского проекта "CASIMIR ", INTAS-134) и других регионов. Кроме собственных наблюдений в работе широко используются результаты государственного средне- и крупномасштабного геологического картирования ПГО "Мингео СССР", тематических экспедиций отраслевых и академических НИИ, а также литературные данные из многочисленных отечественных и зарубежных источников. Работа выполнена как традиционными методами структурного анализа метаморфических комплексов, так и с использованием специальных методик для количественной оценки величин тектонических деформаций и реконструкций полей палеона-пряжений, разработанных отечественными и зарубежными геологами.

Научная новизна. Научная новизна диссертационной работы определяется следующим:

- установлен и датирован наиболее древний комплекс пород фундамента Сибирской платформы;

- проведен полный и детальный анализ морфологии, механизмов образования складок и разрывов в пределах перечисленных выше территорий;

- на основе кинематического и динамического анализов выявлена общая направленность деформационных процессов в метаморфических комплексах древних щитов на ранних этапах их геологической истории;

- определена роль вязкого сдвигового течения горных пород как главного процесса переработки ранее созданных нелинейных структур докембрия;

- рассмотрена роль процессов шеаринга в структурных преобразованиях докем-брийских метаморфических комплексов и проведена их классификация;

- впервые проведена количественная и качественная оценка величин тектонических деформаций, а также реконструкция некоторых реологических свойств горных пород в период деформирования толщ на основе анализа морфологии природных тензодатчиков -структур будинажа и мелких складок.

Защищаемые положения: Многолетние исследования геологии и структурной эволюции докембрийских метаморфических комплексов древних щитов позволили сделать ряд выводов, главные из которых и составляют защищаемые положения:

1. В метаморфических структурно-вещественных комплексах раннего докембрия древних щитов фундамента Сибирской платформы и Восточно-Антарктической платформы наиболее ранние деформации установлены в двупироксен-роговообманковых плагиокристаллических сланцах, которые относятся к древнейшим формациям Земли и реликтам ранней, базитовой протокоры, переработанной последующими эндогенными процессами.

2. В структурной эволюции метаморфических комплексов древних щитов выделяется пять главных деформационных циклов, характеризующихся определенным набором малых структурных форм, сформировавшихся в условиях пластического и хрупко-пластического течения горных пород. Характерной чертой в геологической истории этих комплексов является проявление трех деформационных циклов в течение раннего протерозоя.

3. Ведущим процессом переработки ранних нелинейных структур является вязкое, сдвиговое течение горных пород (шеаринг), которое обычно имеет площадное, зональное, линейное или рассеянное распространение. Зоны сдвигового течения развиты во всех докембрийских образованиях контролируют последующее структурооб-разование в самих зонах и на смежных территориях в докембрии и фанерозое. Они приводят к развитию характерных структур и ассоциаций минералов, которые отражают Р- Т параметры, тип течения, знак смещения, деформационную историю и, таким образом, относятся к важным источникам геологической информации.

4. Установлена тесная взаимосвязь меиэду параметрами мелких складок и структур будинажа, их генетическими типами, реологическими свойствами пород и

интенсивностью тектонических деформаций, что позволяет их использовать для реконструкции текгонофишческих условий в период деформирования толщ. В условиях пластического течения ведущую роль при деформациях играют реологические свойства во многом определяемые литологией горных пород и Р-Т параметрами метаморфизма.

Практическая значимость и реализация результатов. Результаты проведенных исследований могут быть использованы при разработке легенд для геологических карт масштаба 1: 200 ООО и 1:50000 областей, сложенных докембрийскими метаморфическими комплексами, а также в качестве структурной основы при поисках месторождений полезных ископаемых в этих регионах. Качественные и количественные характеристики величин тектонических деформаций и реологических свойств пород могут быть использованы для тек-тонофизического моделирования тектонических процессов, при геодинамических и палин-спастических реконструкциях, составленные автором структурно-геологические карты Ша-рыжалгайского выступа, Анабарского щита и платформы Элс (В.Антарктида) использованы для разработки темы "Минерагения докембрия" ВНИИГЕОЛНЕРУД Мингео СССР, г. Казань, для интерпретации геофизических материалов геофизическими экспедициями № 2 и № 3 ПО "Иргутскгеофизика" Мингео РСФСР и ПГО "Красноярскгеология", при проведении крупномасштабной геологической съемки, геолого-съемочной экспедицией ПГО "Иркутск-геология" и антарктической партией Полярной морской геологоразведочной экспедиции ПГО "Севморгео" Мингео СССР. Структурно-геологические материалы автора по западной части Алданского щита использованы при проектировании Чаро-Тындинского отрезка Байкало-Амурской железнодорожной магистрали Дирекцией строительства БАМ. Карты по геологическому и тектоническому строению юга Восточной Сибири включены в новое издание "атласа Байкала", атласа Забайкалья и атласа «озеро Байкал».

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано лично и в соавторстве более 140 работ, включая 8 коллективных монографий. Основные результаты исследований обсуждались на более чем тридцати международных, всесоюзных и региональных симпозиумах, совещаниях и конференциях. На Международных симпозиумах: "Геология гранулитов" (Иркутск, 1981), полевых экскурсиях 27 Международного Геологического Конгресса (Иркутск, 1984), Советско-японском симпозиуме по изотопной геологии (Иркутск, 1987), "Геохимия протерозоя" (Лунд, Швеция, 1987), Эволюция метаморфических поясов" (Дублин, Ирландия, 1987), "Докембрийские гранитоиды" (Хельсинки, Финляндия, 1989), VH Конгрессе Европейского Союза Геологов (Страсбург, Франция), XXX - МГК (Китай, Пекин), Международных рабочих совещаниях "Изотопы в природе" (Лейпциг, ГДР, 1979, 1986, 1989 и Фрайберг, 1985), Международной полевой конференции на Анабарском щите (1990) и других; на Всесоюзных совещаниях "Современные тектонические концепции и региональная тектоника Востока СССР" (Якутск, 1980), "Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудообразование" (Винница, 1982), "Докембрийские троговые структуры Байкало-Амурского региона и их металлогения" (Новосибирск, 1983), "Гранитогнейсовые купола" (Иркутск, 1983), "Эксперимент и моделирование в геологических процессах" (Новосибирск, 1984), "VII Всесоюзное петрографическое совещание" (Новосибирск, 1986), "Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления" (Иркутск, 1987), "Сдвиговые тектонические нарушения и их роль в образовании месторождений полезных ископаемых" (Ленинград, 1988), "Эндогенные процессы в зонах глубинных разломов" (Иркутск, 1989), "Общие вопросы расчленения докембрия СССР" (Уфа, 1990), "Текто-нофизические аспекты разломообразования в литосфере" (Иркутск, 1990), I, III и IV Всесоюзных школах "Структурный анализ кристаллических комплексов», Москва, 1988; Киев, 1990 и Иркутск, 1992), "Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты" (Москва, 2000), "II Российской конференции по изотопной геохронологии" (Санкт-Петербург, 2003) и других.

Объем работы. Диссертация состоит из введения, девяти глав, заключения и списка использованной литературы (388 наименований). Для удобства обоснования защшцае-

мых положения главы объединены в три части. Общий объем работы составляет 391 страница, в том числе 178 рисунков и 13 таблиц.

Работа начата в лаборатории палеогеодинамики и закончена в лаборатории геологии и магматизма древних платформ Института земной коры СО РАН. Пользуясь случаем, выражаю глубокую благодарность Ф.А. Летникову, H.A. Логачеву, О.В. Грабкину, В.Г. Бе-личенко, С.Б. Брандту, A.A. Бухарову, М.И. Грудинину, Е.П. Васильеву, B.C. Имаеву, К.Г. Леви, В.И. Левицкому, B.C. Лепину, A.M. Мазукабзову, Ю.В. Меныпагину, З.И. Петровой, Л.З. Резницкому, Е.В. Склярову, A.B. Синцову, A.A. Шафееву, П.И. Шамесу и другим коллегам, чьими постоянными советами и консультациями автор пользовался на протяжении многих лет. Очень ценным и плодотворным было обсуждение различных аспектов рассматриваемой проблемы с В.В. Балаганским, Е.В. Бибиковой, C.B. Богдановой, Ч.Б. Борукаевым, А.Г. Владимировым, О.Б. Гинтовым, Д.З. Журавлевым, А.Н. Казаковым, И.К. Козаковым, E.H. Каменевым, H.H. Красниковым, В.И. Кицулом, А.Б. Котовым, В.П. Ковачем, Л.Н. Кук-леем, Б.Г. Лутцем, М.С. Марковым, Ю.В. Миллером, Е.П. Миронюком, Ф.П. Митрофановым, А.Д. Ножкиным, Е.В. Павловским, Е.И. Паталахой, Л.Л. Перчуком, А.Ф. Петровым, Ю.Д. Пушкаревым, О.М. Розеном, В.А. Рудником, Е.Б. Сальниковой, A.C. Флаасом, Б.М. Чиковым, В.М. Шемякиным, С. Мурбатом (Англия), Д. Гровсом (Австралия), Э. Грю (США), К. Конди (США), Дж. Бартоном (ЮАР), Д. Бриджуотером (Дания), Б. Уиндли (Англия), А. Нопгутом и Д. Боусом (Англия), И. Вендтом (ФРГ), И. Фиалой (Чехия), Я. Клер-ксом, К. Тениссеном (Бельгия) и многими другими. Всем этим лицам и не названным здесь коллегам из институтов РАН и производственных геологических организаций, оказывавшим помощь в полевых исследованиях и принимавших активное участие в обсуждении материалов, автор также искренне признателен.

ЧАСТЬ I. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ДРЕВНИХ ЩИТОВ

Глава 1. ГЛАВНЫЕ ПРИНЦИПЫ СТРУКТУРНОГО АНАЛИЗА МЕТАМОРФИЧЕСКИХ

КОМПЛЕКСОВ

Внутренняя структура регионально метаморфизованных комплексов древних щитов чрезвычайно сложна, сформировалась в течение длительного интервала времени и отражает сегодня неоднократную смену тектоно-метаморфических циклов, обусловивших развитие и наложение друг на друга разномасштабных и разноплановых деформаций, происшедших в различных reo динамических обстановках. Она обладает целым рядом специфических черт, связанных с высокой пластичностью деформируемых толщ, особым термодинамическим режимом, длительностью тектонических процессов при ее формировании. В этих условиях многие структурные и текстурные особенности пород оказываются вторичными, химический и минеральный составы также подвергались неоднократным изменениям. Это привело к тому, что первоначально различные породы стали практически неразличимы, а из одинаковых пород образовались весьма разнообразные по облику и составу породы. Приведен краткий обзор отечественных структурных школ, генеральной линией исследований которых, является комплексное использование разнообразных методов и теоретических разработок геологии, физико-механики, механохимии и других наук, в целом, позволяющих решать многие сложные задачи внутренней структурной организации метамор-фитов. Применение же того или иного комплекса методов к природным объектам, целиком зависит от масштабов и круга тех проблем, которые предстоит решить в процессе данного, конкретного исследования. При этом необходимо достаточно строго соблюдать ряд условий (методологических подходов), имеющих принципиальное значение для расшифровки структурной эволюции метаморфических комплексов.

Глава 2. ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ ДРЕВНИХ ЩИТОВ

Под древними щитами автор, вслед за Э. Зюссом, Н. Бубновым (1934), НС. Шат-

ским (1947), В.Е. Хаиным (1984) и др., понимает более или менее обширные территории выходов на поверхность (лишенных платформенного чехла) докембрийских, сильно мета-морфизованных и гранигазированных пород кристаллического фундамента древних платформ.

2.1. Шарыжалгайский выступ Присаянского щита

Шарыжалгайский краевой выступ фундамента Сибирской платформы, сложенный раннедокембрийскими кристаллическими породами одноименного комплекса, в современном эрозионном срезе прослеживается от побережья оз. Байкал (между истоком р. Ангары и пос. Култук) почти на 300 км к северо-западу до бассейна р. Оки в Присаянье. Общая площадь его составляет порядка 16 тыс. км2. На северо-востоке он либо трансгрессивно перекрыт осадочными толщами платформенного чехла, либо надвинут на них. С юга и юго-запада границей выступа является зона Главного Саянского разлома, представляющего собой часть грандиозной глубинной структуры - краевого шва общей протяженностью свыше 3 ООО км, по которому происходит сочленение Сибирской платформы с Саяно-Байкальской системой Центрально-Азиатского складчатого пояса. Ширина его обнаженной части колеблется от 80 км на побережье оз. Байкал до 15 км, постепенно выклиниваясь к северо-западу. По данным аэромагнитных съемок основные структуры Шарыжалгайского выступа прослеживаются к северу, под осадками чехла платформы (Замараев, 1967; Павлов, Парфенов, 1973; Лобачевский, Мельников, 1985). В целом, Шарыжалгайский краевой выступ фундамента Сибирской платформы подразделяется на четыре крупных блока: Иркутный, Жидой-ский, Мало-Бельский и Булунский. Граница™ их служат субмеридиональные разломы (За-зарский, Дабадский, Онотский), также включаемые в систему краевого шва. Блоки различаются как по составу слагающих их пород, так и по морфологии и характеру эволюции крупных структурных форм (Парфенов, 1967; Прокофьев, 1971; Грабкин, Мельников, 1980; Мельников, 1983). В вещественном составе выступа преобладают основные кристаллические сланцы, амфиболиты, разнообразные гнейсы, мигматиты, эндербиты, чарнокитоиды, граниты с относительно небольшим содержанием в разрезах улырабазитов, прослоев высокоглиноземистых, карбонатных и других пород, объединяемых в шарыжалгайский комплекс раннего докембрия.

Среди петрологов до сих пор нет единого мнения о характере эволюции метаморфических процессов в Шарыжалгайском выступе. И.Н. Крылов и A.A. Шафеев (1969) разделяют породы Шарыжалгая на два последовательно сформировавшихся, но разобщенных во времени, комплекса. К первому они относят пироксеновые плагиосланцы и гнейсы, чарно-киты, эндербиты и другие породы, образовавшиеся при прогрессивном региональном метаморфизме гранулитовой фации (Р = 8-10 кбар, Т = 750°С). Второй комплекс объединяет продукты высокотемпературного диафтореза и гранитизации ранних гранулитов в условиях амфиболитовой фации (Р = 6-8 кбар, Т = 650°С). По мнению Ф.В. Кузнецовой (1981) до диафтореза породы шарыжалгайского комплекса испытали двукратный гранулитовый метаморфизм в условиях чогарско-сутамской (реликты) и алданской субфаций глубинности. В какой-то мере, это же предположение высказывали И.Н. Крылов, Л.П. Никитина и В.Я. Хильтова. З.И. Петрова и В.И. Левицкий рассматривают метаморфизм этого комплекса как единый во времени процесс: от высокотемпературного гранулитового до амфиболитового. Они выделяют три основных, последовательно сменяющих друг друга этапа, соответствующих трем генетическим группам пород - метаморфический (ранние гранулиты); ультраметаморфический (разнообразные мигматиты, гранитоиды, граниты, эндербиты, чарнокиты, базификаты и скарны) и постмагматический (секущие жилы, линзы и тела метасоматиче-ских пород с флогопитом, волластонитом, шпинелью, гранатом, в т.ч. пегматиты и граниты). Несмотря на относительно большое количество работ по определению абсолютного возраста разнообразных породных ассоциаций шарыжалгайского комплекса, выполненных

к настоящему времени в отечественных и зарубежных лабораториях, надежность полученных датировок до сих пор остается предметом очень острых дискуссий.

Рис. 1. Рис. 2. Рис. 3.

Рис. 1. Гистограмма распределения радиологических определений возрастов докембрийских

пород Шарыжалгайского выступа. Рис. 2. Рубидий-стронциевый изохронный возраст амфибол-двупироксеновых плагиокри-

сталлических сланцев Шарыжалгайского выступа. Рис. 3. Самарий-ниодимовая изохрона по двупироксеновым кристаллическим сланцам Шарыжалгайского выступа. Абсолютный возраст по пробам, содержащим циркон (сиреневые кружки) равен 2 525 ±109 млн. лет, СЫ = 2.9; по пробам без циркона в акцессориях (зеленые кружки) - 3 903 ± 73 млн. лет, СМ = 1.88.

На фоне довольно широкого рассеивания изотопных датировок, хотя и с определенной степенью условности, можно выделить минимум пять возрастных интервалов: 3,1 -3,7 млрд. лет; 2,7 - 2,9 млрд. лет; 2,3 - 2,6 млрд. лет и 1,9 - 2, 2 млрд. лет; 1.6-1.8 млрд. лет (рис. 1). Шэ-Бг изохрона, построенная по 11 пробам кристаллических сланцев (без циркона в акцессориях), дала возраст 3,72 ±0,3 млрд. лет, при начальном отношении изотопов стронция 0,7013 ± 0,0003 (рис. 2).8т-Ш и И-РЬ методы не дакгг здесь пока достаточно убедительных доказательств существования возрастных рубежей более 3 млрд. лет, выделенных на основе ЯЬ-8г изохронного датирования (рис. 3). Однако, несмотря на определенную неоднозначность полученных результатов, они дают основание утверждать, что значения возрастов в интервале 2,5 - 2,9 млрд. лет, фиксируют время раннего метаморфизма более древней коры и еще раз подтверждают выводы о сложности и многоэтапности тектоно-метаморфической эволюции пород Шарыжалгайского выступа.

2.2. Анабарский шит

Анабарский щит (общая площадь более 50 тыс. км2) представляет собой треугольное поднятие кристаллического фундамента на севере Сибирской платформы, в центральной части одноименной антеклизы. С востока и запада его границы устанавливаются по флексурным изгибам платформенного чехла, связанными с резкими опусканиями блоков основания платформы по системам разрывных нарушений. Мощность осадочной толщи чехла здесь уже в 30-40 км от его обнаженной части достигает 2-3 км. На юге наблюдается постепенное погружение фундамента, и такие мощности чехла отмечаются лишь на расстоянии в 500-700 км от границы щита. Вся территория щита подразделена на ряд блоков (шириной от 10 до 70 км), различающихся по особенностям термодинамического режима метаморфизма, мощными пластическими шеар зонами северо-западного простирания (Вишневский, 1978; Розен и др., 1986). Анабарский щит почти на 80% сложен раннедокем-брийскими породами гранулитовой фации метаморфизма. Схема стратиграфического расчленения анабарид, предложенная еще в 1959 г. М.И. Рабкиным и с некоторыми вариациями использующаяся до настоящего времени, предусматривает выделение здесь трех серий, раз-

личающихся по составу и, особенно, по характеру чередования породных ассоциаций в раз-

Рис. 4 Рис. 5.

Рис. 4. Гистограмма распределения радиологических определений возрастов докембрийских

пород Анабарского щита. Рис. 5. Рубидий-стронциевая изохрона по пробам двупироксеновых кристаллических сланцев Анабарского щита: Г = 3.8 ± 0.2млрд. лет; начальное отношение стронция - 0.7010 ±

0.0010.

К настоящему времени выполнен достаточно большой и разнообразный по методам комплекс геохронологических исследований пород Анабарского щита. Все значения изотопных датировок, независимо от метода их получения, объединяются в пять основных возрастных интервалов: 3.2-3.6 млрд. лет; 2.7-3.0 шрд. лет; 2.3-2.6 млрд. лет; 1.9-2.1 млрд. лет; 1.7-1.8 млрд. лет (рис. 4). Наиболее проблематичным и пока еще не достаточно полно обоснованным является выделение рубежа с абсолютным возрастом более 3.4 млрд. лет. Неизмененные пробы кристаллических сланцев далдынской и верхнеанабарской серий образуют изохрону с возрастом в 3.8 ± 0.2 млрд. лет при начальном отношении изотопов стронция равном 0.7010 ± 0.001 (рис. 5). Полученные данные рубидий-стронциевого изохронного датирования плагиокристаллических сланцев Анабарского щита, следовательно, позволяют предполагать здесь наличие сохранившихся реликтов раннеархейской, базитовой протокоры, переработанной более поздними эндогенными процессами (Ме1шкоу е1 а1.,1986; Мельников и др., 1988, 1990).

2.3. Восточно-Антарктическая платформа

Восточно-Антарктическая платформа занимает всю территорию Восточной Антарктики. По современным представлениям (Каменев, 1991) здесь выделяется нейпирское раннеархейское чарнокит-эндербитовое ядро щита с реликтами древних супракрустальных поясов, несколько чарнокит-гранулитовых и гранит-зеленокаменных поясов, разделенных относительно узкими гранит-гнейсово-сланцевыми зонами.

Детальные исследования были сосредоточены в пределах платформы Элс сложенной породами биверского комплекса распространенного в горном обрамлении ледников Ламберта и Эймери. Верха разреза (серия ларсеман) сложены полосчатыми биотитовыми и гранат-биотитовыми мигматизированными гнейсами, иногда силлиманит и кордиеритсо-держащими. Значительно реже встречаются амфибол-пироксен-плагиоклазовые кристаллические сланцы, амфиболиты, кварциты и кальцифиры. Нижняя часть (серия рейнболт) почти целиком состоит из чарнокитовых гнейсов, гранитогнейсов и мигматитов с разрозненными линзами, ксенолитами, блоками и изолированными пачками амфибол-пироксен-плагиоклазовых и биотит-амфибол-пироксен-плагиоклазовых кристаллических сланцев. Породы этого комплекса метаморфизованы в условиях гранулитовой и амфиболитовой фаций.

Рис. 6. Рис. 7.

Рис. 6. Гистограмма распределения радиологических определений возрастов докембрийских пород Восточно-Антарктической платформы.

Рис. 7. Сводная гистограмма распределения радиологических определений возрастов докембрийских пород фундамента Сибирской платформы.

Основные результаты геохронологического изучения пород Восточно-Антарктического щита приведены на рисунке 6. На гистограмме распределения радиологических возрастов отчетливо выделяется пять главных пиков: 2.7-2.9; 2.2-2.5; 1.9-2.0; 1.6-1.8; 1.4-1.5 млрд. лет, которые проявлены в породах и структурах платформы Элс. Они достаточно надежно обоснованы различными изотопными методами и хорошо согласуются в возрастными интервалами, полученными для докембрийских щитов Сибирской платформы.

2.5. Юго-Западное обрамление Танзанийского кратона

Юго-Западное обрамление Танзанийского кратона состоит из системы тектонических блоков, вытянутых в северо-западном направлении, ограниченными крупными пластичными и хругасопластичными сдвиговыми зонами, образующими сдвиговый пояс Убенде и сложенными раннепротерозойскими образованиями. По результатам геологического картирования центральной части пояса Убенде (Смирнов и др., 1973) здесь выделяется несколько серий пород (с запада на восток): Махали, Уфипа, Катума, Икула, Убенде и Ванци-ци, различающихся по слагающим их породным ассоциациям. В целом, сдвиговый пояс Убенде представляет собой великолепный объект для детального изучения взаимосвязей деформаций и метаморфизма в условиях пластического и хрупко-пластического течения (шеаринга) горных пород ранней докембрийской земной коры и структурного контроля процессов последующих, фанерозойских активизаций (ТЬеитзяеп Й а1., 1996).

ЧАСТЬ II. СТРУКТУРНАЯ ЭВОЛЮЦИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ

Глава 3. МАЛЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ФОРМЫ, ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ ДЛЯ РАСШИФРОВКИ И АНАЛИЗА ВНУТРЕННЕЙ СТРУКТУРЫ 3.1. Сланцеватость и полосчатость

Наиболее распространенными типами линейно-плоскостных текстур в породах древних кристаллических комплексов являются метаморфическая полосчатость и обычно параллельная ей сланцеватость. Можно выделить несколько типов соотношений полосчатости и сланцеватости, образующих общий структурный и текстурный облик пород: параллельно-согласный, секущий, хаотический и теневой. В целом, соотношения полосчатости и сланцеватости, основного матрикса пород и меланократовых включений в них свидетельствуют о сложности и многоэтапное™ деформационных и метаморфогенных преобразований в метаморфических комплексах древних щитов.

3.2. Линейность

Термином линейность в геологической литературе обозначают любые линейные

признаки в породе (минералы, их агрегаты, деформационные элементы), наблюдаемые на плоскостях кливажа или сланцеватости (Николя, 1992). Принято выделять три основные группы линейности: линейность первично-осадочного происхождения, линейность первично-магматического происхождения и метаморфогенная линейность и структурная линейность (Заика-Новацкий, Казаков, 1989; Мельников и др., 2001). В геологической литературе существуют несколько классификаций линейных структур по разным признакам. По морфологическим признакам объединяются в две обширные группы: структурные и минеральные. Обе эти группы широко распространены в полиметаморфических породах и имеют очень большое значение при структурном анализе метаморфитов. Минеральная линейность в обнажениях обычно наблюдается также как и структурная линейность на литологических контактах, поверхностях сланцеватости, разломов или как проникающая линейность в общем объеме породы.

3.2.1. Положение линейности в эллипсоиде деформации

Положите линейности относительно главных осей X и У эллипсоида деформаций может быть различным и требует специального анализа. Существует несколько типов линейности, ориентированной в основном параллельно оси X эллипсоида деформации, то есть линейность а - типа (Николя, 1992): 1) минеральная линейность, образованная призматическими минералами (например, амфибол) или пластинчатыми минералами, вытянутыми в одном направлении (например, полевые шпаты); 2) линейность, обусловленная рекристаллизацией в трещинах растяжения, защищенных зонах и тенях давления; 3) агрегатная линейность, являющаяся результатом переориентировки продолговатых или растяжения изо-метричных объектов. Линейность Ъ - типа или линейность проката ориентируется по направлению оси У эллипсоида деформаций. К такому типу структур относится линейность, связанная с растяжением компетентных слоев в некомпетентном матриксе (например, линии будин или линз) или минеральная линейность образование которой, происходило путем растягивания минералов и их агрегатов.

3.2.2. Соотношение линейности и складок

Взаимоотношения между складками и линейностью имеют очень важное значение дня изучения складчатой геометрии региона и реконструкции параметров деформаций, при которых она формировалась. Ранее существовало ошибочное мнение о том, что протяженная линейность всегда связана со складками. Некоторые типы линейности (линейность пересечения, гофрировка, замков складок, складчатые муллионы) по своей сути должны быть параллельны осям складок, так же обычно ориентирована и линейность, сформированная при зональном распределении пластинчатых минералов в процессе складкообразования. Минеральная и агрегатная линейность, которые образовались первоначально при растяжении параллельно оси X, в областях умеренных деформаций часто имеют довольно существенный угол с осью складки (Николя, 1992), хотя в случае больших деформаций они обычно параллельны осям складок.

3.3. Структуры будинажа

Структуры будинажа имеют огромное значение для расшифровки внутреннего строения полиметаморфических комплексов, реконструкции типов, механизмов, величин и этапов деформаций. Они образуются тогда, когда определенный пласт горной породы (преимущественно компетентный), заключенный между слоями менее компетентными, в процессе деформации расчленяется на блоки или линзы с сохранением их между смежными пластами. В метаморфических комплексах будинированию подвергаются прослои амфиболитов, амфиболовых сланцев, кристаллических сланцев и других пород основного состава. Значительно реже будинируются кварцевые, кварц-полевошпатовые жилы и пласты карбонатных пород (Мельников, 1976, 1988). Масштабы проявления и размеры будин варьируют

в широких пределах, но наиболее часто встречаются будины длиной в 0. 5 м и шириной (высотой) в 0. 25 м (мезобудинаж по классификации Г.В. Тохтуева, 1972). Макробудинаж с размером будин в несколько метров и более встречается значительно реже. Наиболее распространены эллиптические, линзовидные, округлые и каплевидные формы в биотитовых гнейсах и гранитогнейсах. Довольно широко развит сложный будинаж, а также будины с сечением разнообразной неправильной формы. Значительно реже встречаются будины бо-ченкообразной и блоковой форм. Они характерны либо для пород низких ступеней метаморфизма, либо образовались на более поздних стадиях, когда вмещающие породы стали более жесткими, а относительно слабое сжатие уже не могло изменить форму блоков. Сведения об объемной форме будин из-за малого количества их наблюдений в трех измерениях очень ограничены. На основе имеющихся данных можно предположить, что в высокомета-морфизованных породах преобладают изометричные объемные формы (Судовиков, 1957; Тохтуев, 1967). Обычно, это слабо удлиненные в плоскости сланцеватости или полосчатости формы, напоминающие по облику плоские линзы, эллипсоиды вращения и т. п. Стержневые формы более характерны дня пород метаморфизованных относительно слабо, а в комплексах, подвергшихся сильным метаморфическим преобразованиям, они встречаются значительно реже.

3.4. Мелкие складки

В общем виде под складкой понимается волнообразный изгиб какой либо поверхности или плоскостной текстуры в результате их деформации. Они относятся к классу структур неоднородных непрерывных деформаций (Николя, 1992). В целом, складки являются продуктом пассивного преобразования первоначально локализованной неоднородности в глобально однородную деформацию. Ранние классические исследования складчатости относились к приповерхностным областям, где оси складок всегда считались расположенными перпендикулярно главной оси деформации X, а типичный режим сводился к соосному сокращению линейных размеров и относительно умеренным деформациям. При этом придавалось неоправданно большое значение интерпретации структур крупномасштабных деформаций, основанной на этих исследованиях, а роль деформации сдвига была явно недооценена. Складчатость может развиваться, изгибая поверхности напластования и другие типы слоистости включая дайки, жилы, композитную слоистость, сланцеватость метаморфических и изверженных пород. К мелким складкам в геологической литературе обычно относят такие складки, изучение которых возможно в пределах одного или нескольких смежных обнажений. Их анализ имеет первостепенное значение для расшифровки более крупных структурных форм, а также для оценки механизмов, условий и последовательности деформаций. Наиболее крупными из структур этой категории в метаморфических комплексах древних щитов являются изометричные антиформные и синформные складки. В среднем их размеры колеблются от 50-70 м до 500-600 м, однако часто они только осложняют более крупные структуры размером в десятки километров.

Глава 4. СКЛАДЧАТАЯ СТРУКТУРА МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ДРЕВНИХ

ЩИТОВ

4.1. Шарыжалгайский выступ

Раннедокембрийский фундамент Сибирской платформы принято разделять на два крупных геоблока: Ангаро-Анабарский (Тунгусский по О.М. Розену, 2003, Розен и др., 2006) и Алданский. Шарыжалгайский выступ входит в состав Ангаро-Анабарского геоблока, непосредственно граничащего на юге со структурами палеозоид Центрально-Азиатского складчатого пояса. Реперным объектом для анализа геологического развития Шарыжалгай-ского краевого выступа является уникальный, практически непрерывно обнаженный разрез вдоль юго-западного побережья оз. Байкал (около 84 км, рис. 8). Здесь наблюдается слож-

ный полиметаморфический комплекс пород (гранулитовой и амфиболитовой фаций), в котором широко развиты процессы многоэтапного гранитообразования.

4.1.1. Детальный структурно-геологический разрез Шарыжалгайского выступа на побережье

оз. Байкал

При изучении разреза шарыжалгайского комплекса вдоль побережья оз. Байкал нами было обращено внимание на чередование более или менее значительных участков двух типов. Одни характеризуются в целом пологими залеганиями гнейсовидности (полосчатости), с развитием на этом фоне многочисленных ядер гранитизации, часто сливающимися между собой или разделенных зонами крутых изоклинальных складок. Для других характерно почти полное отсутствие таких четко выраженных ядер. Это преимущественно крутые моноклинали, серии тесно сжатых изоклинальных складок, иногда широкие спокой-

Рис. 8. Струтщто-гетоа<честякарпюШарь1жа1гажкоговыст\па Составил ЛИ. Мельников по материалам ПГО «Иркутскгеология», АЛ. Прокофьева, АЛ Шафеева и личным наблюдениям 1 - кайнозойские отложения; 2 - нпатформенньш чехол; 3—раннепротерозойские образования прираз-ломных грабенов; 4 - Онотсшй зеленокаменный пояс; 5-7—Шарыжалаайский комплекс: 5 - таргазой-ская серия: биотитовые, биотит-амфибаповые гнейсы и мигматиты, гранитогнейсы с горизонтами и линзами амфиболитов, гранатовых амфиболитов, кварцитов и биотит-гранатовых гнейсов, 6 - китайская серия: разнообразные биотитовые, биотит-амфибаповые, в различной степени мигматизиро-ванные гнейсы, мигматиты, гранитогнейсы, бурые гранат-биотитовые, гранат-ситиманитовые, сил-лиманит-кордиеритовые гнейсы, амфиболиты, чарнокиты, эндербиты, горизонты и .линзы мраморов и кальцифиров, 7 - жидойская серия: амфибал-двупироксеновые кристаллические сланцы, биотит-амфибоповые, биоптт-гранапювые, биотит-гиперстеновые, биотит-амфибсп-гиперстеновые гнейсы и мигматиты, чарнокиты, эндербиты, гранитогнейсы, магнетит-гиперстеновые гнейсы, гиперстен-магнетитовые кварциты, линзы и горизонты амфиболитов, и карбонатных пород; 8-11 - маркирующие горизонты: 8-гиперглинсвемистые гнейсы с гранатам, силлиманитам, кордиеритам, 9 - биотит-гранатовые гнейсы, 10-мраморы и капы{ифиры, 11 -амфиболиты имешнократовые кристаллические сланцы; 12 - граниты Саянского (Шумихинского) комплекса; 13 - гранитогнейсы; 14 - троксениты,

перидотиты; 15-зоны крутых меэЮбпоковых ранамов; 1б-внутриблсковые и локальные разрывные нарушения; 17- надвиги; 18- зоны мшюттов и бластомиюнитов; 19 - элементы залегания пород; 20 -направление простирания гнейсовидности в гранитогнейсах. Цифрами в щжках обозначены разломы; 1 - Главный Саянский, 2-Точерский, З-Аларский, 4 - Присаянский, 5-Онотский, б-Дабадский (Китайский), 7-Алагнино-Халамхинский, 8-Зазарский, 9-Ангарскийнадвиг

ные синформы. Резкие границы между такими участками провести довольно трудно (Граб-кин, Мельников, 1980). На опорном разрезе Шарыжалгайского выступа вдоль побережья оз. Байкал, выделяются несколько участков, явно отличающихся друг от друга по структурно-вещественным характеристикам: 72 - 80 км, 80 - 94.5 км, 94.5 - 138.3 км и 138.3 - 155.8 км. Есть различия и по чисто структурным параметрам: наличие или отсутствие массивных ядер, крутые или пологие залегания, зоны интенсивной складчатости, степень гранитизации и мигматизации, интенсивность развития структур будинажа и т. п. Сколь нибудь четких границ между участками провести не представляется возможным. Что же отражают такие различия: разные пластины, блоки, мегабудины или крупные складчатые структуры? На наш взгляд версия о разных пластинах не имеет под собой никаких оснований: нет достоверных границ, метаморфизм на участках часто варьирует даже в пределах первых метров, структурные парагенезисы одинаковые, т. е. нет убедительных критериев для выделения разных пластин. Разные блоки - это более достоверно, но на наш взгляд, наиболее приемлемым вариантом, объясняющим более реально существующие различия, учитывая данные по крупномасштабному картированию Шарыжалгайского выступа, являются крупные складчатые структуры. Они устанавливаются либо по закономерной смене горизонтов различного состава, либо по изменению ориентировки в пространстве гнейсовидности, полосчатости, длинных осей будин или глыб агматитов. Обычно это складки второго и более высоких порядков, имеющие ширину в сотни метров или первые километры.

4.1.2. Общая последовательность складчатых деформаций Шарыжалгайского выступа

Внутренняя структура Шарыжалгайского выступа сложна, сформировалась в течение весьма продолжительного времени и отражает сегодня неоднократную смену эпох тек-тогенеза, обусловивших развитие и наложение друг на друга разномасштабных и разноплановых деформаций, происшедших в различных геодинамических обстановках. Тем не менее, детальные исследования позволяют выделить ряд деформационных циклов, отражающих общую последовательность структурно-вещественных преобразований пород в шары-жалгайском комплексе (Грабкин, Мельников, 1980; Мельников, 1983, 1989, 1991; Hopgood and Bowes, 1990). Всего здесь выделяется 5 последовательных деформационных циклов (Dr D5). Наиболее ранними структурными формами Dj являются мелкие изоклинальные складки внутрислойного (интрафолиалъные) течения (Fi) в меланократовых кристаллических сланцах. Складки F2 цикла D2 в большинстве случаев межслойные, изоклинальные и связаны с S2 и S ]_2- Итогом структурной эволюции D2 является формирование гнейсового или, локально, мигматитового комплекса с инъекционными гнейсами. К кульминационной фазе цикла D3 относится формирование первой группы гранигогнейсовых куполов (F^), объединяющих

пологие (вялые) поднятия, сливающиеся друг с другом, без четких крутых синформ на периферии и в межкупольных пространствах. Они сложены чаще всего эндербигами, эндербо-чарнокитами, мигматизированными породами гранулитовой фации. Главными морфологическими формами цикла D4, определяющими общий структурный рисунок Шарыжалгайского выступа, являются гранитогнейсовые, эндербитовые, чарнокитовые купола, валы и разделяющие их межкупольные синформы (F^). К ним относятся более ярко выраженные (напряженные) купола с интенсивными дислокациями в крутых межкупольных пространствах. В их ядрах также встречаются эндербиты, эндербочарнокиты, но большую роль играют различные гранитогнейсы и мигматиты. Размеры купольных структур варьируют в широких

пределах: от первых десятков метров до десятков километров. Мелкие складки (Р^) генетически тесно связаны с процессами куполообразования в Шарыжалгайском выступе. Они представлены разнообразными морфологическими типами: от крупных, разно наклоненных и вертикальных форм до асимметричных, дисгармоничных складок с умеренно или крутопадающими осевыми поверхностями и характерной и - образной формой замков. Ими вызвана основная переориентация шарниров ранее сформированных типов складок. Многие из них тесно сжаты, вплоть до изоклинальных. К замкам и, особенно, осевым плоскостям этих складок часто приурочена расплывчатая гранитизация и чарнокитизация. В целом, итогом деформационного цикла Б4 является окончательное формирование основного гнейсово-мигматитового комплекса Шарыжалгайского выступа и его главного, картируемого структурного рисунка. Именно в течение этого цикла произошло образование большинства директивных структур, мелкой складчатости и структур будинажа определяющих, в настоящее время, общий структурный облик рассматриваемого региона. Складки Р5 цикла Б5 преимущественно открытые, асимметричные, каскадные и с наклонными осевыми поверхностями. Они вызывают переориентировку структур Б4 и сопровождаются прекрасно развитым кливажем. Иногда к осевым поверхностям этих складок приурочены жилообразные тела с размытыми, нечеткими контактами, сложенные гранитоидным материалом. Часто встречаются вертикальные стрельчатые складки Р5 с север - северо-западной ориентировкой осевых поверхностей, открытые и закрытые вертикальные мелкие складки с изогнутыми осевыми поверхностями в север - северо-восточном направлении, пластичные зоны скалывания, крутые до вертикальных зоны сдвига западного падения и другие проявления дислокационных процессов. Именно они привели к весьма существенной перестройке (линеаризации) ранее созданной нелинейной структуры с образованием линейных складок северо-западного простирания.

4.1.3. Основные складчатые структуры Шарыжалгайского выступа

В результате многократного наложения складчатых и разрывных деформаций различной интенсивности сформировалась очень сложная складчатая структура, характеризующаяся разнообразным сочетанием куполовидных, брахиформных и линейных складок. Современное состояние геологической изученности позволяет достаточно уверенно выделить в структурной эволюции шарыжалгайского комплекса несколько разновозрастных этапов. В целом, на наш взгляд, материалы детального и среднемасштабного картирования позволяют воссоздать на современной стадии изученности достаточно цельную и, по возможности, полную картину внутреннего строения Шарыжалгайского выступа. Несмотря на то, что листы геологических карт разных авторов не увязаны между собой, несмотря на трудности, связанные с подчас различным пониманием структуры отдельных участков, эти материалы позволяют уверенно и обосновано судить об общем стиле складчатости и его изменениях по простиранию выступа, о форме отдельных складок и их пространственных соотношениях. При использовании этих материалов для составления сводной структурно-геологической карты Шарыжалгайского выступа (рис. 8) оказалось необходимым практически отказаться от существовавшей стратиграфической основы, сделав основной упор на различные маркирующие горизонты, частично растворенные на отдельных участках в полях гранитизации. Трактовка структуры на составленной сводной карте дана с учетом и всех личных полевых исследований, проведенных в 1969-2006 гг. в бассейнах рек Оки, Белой, Китоя, Иркута и на побережье озера Байкал, где детально изучены разрезы шарыжалгайского комплекса. Учтены при составлении сводной карты и материалы различных тематических исследований, а также данные детальных разведочных работ.

В пределах Шарыжалгайского выступа выделяются четыре главных морфологических типа складок - куполовидные, синформные, брахиформные и линейные, имеющие весьма неравномерное распространение (рис. 8). Они обычно обособляются в участки с преобладанием того или иного типа складчатости.

Иркутный и Жидойский блоки. Внутренняя структура этих блоков одинаковая. Здесь наблюдаются практически все морфологические типы складок (Грабкин, Мельников, 1980; Мельников, 1983). Размеры купольных структур первого порядка обычно варьируют от 3 до 28 км, а соответствующих им межкупольных синформ - от 2 до 10 км. С СВ на ЮЗ здесь выделяются - Шарыжалгайский, Улановский, Баранчиковский, Зыркузунский, Анга-сольский, Жидойский, Орингольский гранитогнейсовые купола, Маритуйская, Каторжан-кинская, Тойсукская, Хадарейская синформы, синформа порта Байкал и Жидойский грани-тогнейсовый вал. Контуры куполов прослеживаются по маркирующим горизонтам пироксе-новых, амфибол-пироксеновых, двупироксеновых кристаллических сланцев и биотит-гранатовых гнейсов. Их центральные части сложены преимущественно чарнокитами, чарно-эндербитами, гранитогнейсами и теневыми мигматитами. Крьшья куполов осложнены складками второго и более высоких порядков, имеющих в большинстве случаев субширотное простирание осевых поверхностей. Интенсивность осложняющей межой линейной складчатости значительно возрастает с удалением от ядерной части купола к периферии и, особенно в зонах повышенной мигматизации пород. На этих участках, как правило, развиты изоклинальные и дисгармоничные складки с резко увеличенными мощностями слоев в замках. Для них характерны невыдержанные простирания, частые виргации и резкие ундуляции шарниров. Широко распространены и структуры будинажа. В разрезах преобладают эллиптические и линзовидные разобщенные формы, т. е. будинаж пластического течения. Длинные оси будин круто погружаются на С, СВ и СЗ, то есть наблюдается их довольно широкое рассеивание по дуге большого круга. Будинаж скалывания и отрыва встречается локально. Межкупольные синформы очерчивается горизонтами биотит гранатовых гнейсов. Залегания гнейсовидности, полосчатости также крутые. Для всех синформ характерно отсутствие массивных гранитизированных ядер, наблюдается интенсивная мелкая складчатость течения различной морфологии и широко развиты структуры будинажа. Шарниры мелких складок в них падают на С, ЮЗ и СЗ, т. е. рассеиваются по дуге большого круга. Длинные оси будин погружаются преимущественно в субширотаом направлении. Мало-Бельский (Китайский) блок. Внутренняя структура этого блока длительное время оставалась практически нерасшифрованной. Большинство исследователей считали, что здесь преобладают складки с четкой линейной ориентировкой осей в направлении, близком к субмеридиональному (Прокофьев, 1971 и др.). Однако, построенная нами детальная структурно-геологическая карта (рис. 8), основанная на выделении маркирующих горизонтов высокоглиноземистых пород и амфиболитов, наглядно показывает ошибочность прежних представлений о стиле складчатости рассматриваемого блока. Складчатая структура Мало-Бельского блока оказалась чрезвычайно интересной и являет собой классический пример переориентировки складок, их морфологической перестройки в зонах крупных ветвей глубинного Главного Саянского разлома. Основными пликативными формами первого порядка, определяющими весь общий структурный рисунок этого блока являются Мало-Бельский складчатый овал (в понимании Л.И. Салопа, 1971, 1973) и Китайская синформа. Мало-Бельский гранитогнейсовый складчатый овал занимает почти всю территорию блока и в плане имеет форму гигантской капли, обращенной острым концом на СЗ (рис. 8). Длина его более 60 км при максимальной ширине в 15 км. Внешние контуры овала подчеркиваются довольно мощными горизонтами амфиболитов и основных кристаллических сланцев. Внутреннее строение чрезвычайно сложное и дисгармоничное. Юго-восточное (более широкое) периклинальное замыкание его обрамляется субмеридиональным мигматиговым валом с крутыми и короткими крыльями, а ЮЗ границей служит Китой-Кинский гранитогнейсовый купол, частично срезанный Главным Саянским разломом. Купол имеет эллипсовидную форму и вытянут в СЗ направлении вдоль этого крупного разрывного нарушения. СЗ окончание Мало-Бельского овала более сложное и представляет собой серию небольших изометричных в плане куполов и чаш длинной 8-14 км и шириной в 5-7 км. Их оси при движении на запад постепенно разворачиваются, меняя простирание с СЗ на субмеридиональное, приспосабливаясь, таким образом, к простиранию зоны межблокового Онотского разлома. Крылья осложняющих овал складок

крутые (до 70°), сжатые, часто растворены гранитизацией и разорваны более поздними разломами, иногда они даже редуцированы. Центральная часть этой структуры по морфологии более простая, но она смещена левосторонним субширотным сдвигом, по которому внедрились граниты шумихинского (саянского) комплекса. Крылья, как самого гранитогнейсового овала, так и более мелких структур осложнены интенсивной межой изоклинальной складчатостью, не имеющей сколь-нибудь четкой ориентировки шарниров. Китайская синформа выделяется к востоку от Мало-Бельского гранитогнейсового овала (рис. 8). Она почти изо-метрична в плане с осью, вытянутой параллельно простиранию Дабадского (Китайского) разлома и слегка изогнутой в виде сигмоиды. Она очерчивается маркирующими горизонтами высокоглиноземистых пород, а в северной части и основных кристаллосланцев. Это -крупная структура длинной около 25 км и шириной порядка 7 км. Крылья синформы осложнены многочисленными изометричными мелкими куполами и разделяющими их межкупольными зонами второго и более высоких порядков, имеющих размеры от 1 до 3 км в поперечнике. Падения гнейсовидности пород в обрамлении, как и во всей Китайской син-форме пологие (от 10 до 40°). Почти повсеместно наблюдается очень сложная, интенсивная мигматитовая складчатость разнообразных морфологических типов: от пологих изгибов до опрокинутых, дисгармоничных и лежачих изоклиналей. Общим дня них является резкая асимметрия с запрокидыванием осевых поверхностей к 3 на В крыле синформы и к В - на 3. Погружение шарниров этих складок и минеральной линейности, как правило, совпадает с общей ориентировкой оси структуры первого порядка. В пределах Китайской синформы хорошо развита система поперечных или косо расположенных сбросов и сбросо-сдвигов, осложняющих контуры ее крыльев. В породах широко развиты структуры будинаж разных морфологических типов. Их длинные оси преимущественно круто погружаются на ЮЗ и СВ. Складчатая структура широкой субмеридиональной зоны, расположенной западнее Мало-Бельского гранитогнейсового овала и примыкающей к Онотскому межблоковому разлому не является, как это считалось ранее (Парфенов, 1967; Прокофьев, 1971), линейной. Крупные асимметричные складки второго порядка с приближением к зоне Онотского разлома становятся все более мелкими, а количество их увеличивается. Их оси меняют свое простирание с северо-западного на субмеридиональное. Антиформы и синформы длинной обычно 6-8 км и шириной 3-5 км часто расположены кулисообразно. Прямые, почти симметричные, довольно простые складки по мере приближения к Онотской зоне разломов все чаще оказываются запрокинутыми на 3 - ЮЗ. Восточные части складок, бывших первоначально куполовидными, разорваны и по системам сбросо-сдвигов перемещены преимущественно к С или СЗ. В целом, общий рисунок складчатости свидетельствует о смещениях типа левого сдвига, устойчиво проявляющихся по Онотской зоне разлома и приведших к переориентировке, растяжению, измельчению и, иногда полному уничтожению ранее нелинейной складчатой структуры, реликты которой, тем не менее, отчетливо видны (Грабкин, Мельников, 1980; Мельников, 1983). Булунский блок расположен в междуречье Онота и Оки. Складчатость Булунского блока в геологической литературе интерпретировалась обычно как первично линейная (Парфенов, 1967; Прокофьев, 1971 и др.). Однако внутреннее строение этого блока крайне своеобразное и представляет собой типичный продукт перестройки древней нелинейной структуры в зонах глубинных разломов, т. е. структуру очень высокой степени зрелости по классификации Ю.В. Миллера (1973). Складчатый рисунок Булунского блока постепенно изменяется при движении с ЮВ на СЗ (рис. 8). На крайнем ЮВ в пределах острого клина, образованного стыком Главного Саянского и Онотского разломов, наблюдаются две брахиформы, разделенные короткой широкой куполовидной складкой. В непосредственной близости от Главного Саянского разлома они меняют простирание своих осевых поверхностей с субмеридионального на СЗ, следуя параллельно краевому шву Сибирской платформы. Длина складок 7-10 км, а ширина 2-4 км. Они запрокинуты на 3 или ЮЗ. Далее к северу развита серия небольших, длиной 4-5 км и шириной 2-3 км брахиформных складок, тяготеющих к зонам Онотского и Аларского разломов. Длинные оси этих структур ориентированы субмеридионально, а севернее они постепенно переори-

ентируются на СЗ в соответствии с общей ориентировкой Булунского блока и ограничивающих его разломов. Расшифровка структуры водораздельного участка рек Онота и Урика очень важна для правильной интерпретации истории развития всего Булунского блока. Здесь сохранился реликт крупной, диаметром в десятки километров, изометричной, но слегка вытянутой на СЗ синформы. Отчетливо наблюдается ее СВ половина, оборванная с ЮЗ Аларским разломом и телами гранитоидов шумихинского (саянского) интрузивного комплекса. Ядерная часть и крылья этой чашевидной складки, которую мы назвали Тойсукской синформой, осложнены несколькими небольшими куполовидными поднятиями и прогибами диаметром чаще всего в 4-5 км, расположенными кулисообразно и подчиняющимися в ориентировке очертаниям крупной структуры. Они частично также срезаются Аларским разломом под острым углом, имеют крутые падения крыльев, иногда почти полностью растворенных гранитизацией. Таким образом, довольно резкое изменение простирания всей складчатой структуры Булунского блока с субмеридионального на СЗ на левобережье р. Урик происходит вокруг крупного ядра изометричной Урикской синформы. Крылья всех рассмотренных структурных форм в свою очередь деформированы интенсивной мелкой складчатостью течения очень разнообразной по своей морфологии. Амплитуда их и размах крыльев варьируют от 1-2 до 50 м. Крайняя, СЗ часть Булунского блока, по характеру складчатости значительно отличается от других районов. Здесь преобладают линейные гра-нитогнейсовые валообразные поднятия (рис.8). Протяженный узкий гранитогнейсовый вал с крутыми крыльями, слегка запрокинутый к юго-западу, протягивается из бассейна р. Белой в бассейн р. Оки, где Шарыжалгайский выступ имеет ширину всего 15-17 км. Длина этой структуры около 30 км, а ширина колеблется от 2 до 7 км. Как показало детальное изучение разреза по побережью р. Оки, породы крыльев и ядра этого вала очень сильно сжаты, в большинстве случаев окварцованы и мигматизированы, чаще послойно, иногда в нескольких плоскостях.

4.2. Анабарский щит

Внутренняя структура Анабарского щита до сих пор изучена относительно слабо. В разные годы отдельные аспекты морфологии, строения складчатых форм и разрывных нарушений этого региона рассматривались во многих работах (Рабкин, 1959; Каденский, 1961; Лутц, 1964; Розен и др., 1986, 1988 и др.). При этом большинство исследователей в расшифровке структурных форм Анабарского щита базировалось на результатах анализа аэро - и космоснимков данной территории. Это вполне оправдано, поскольку дезинтегрированные и растресканные в результате морозного выветривания глыбы пород бывших коренных обнажений практически не перемещены в пространстве, а остались на месте, позволяя, таким образом, реконструировать общий структурный рисунок щита дистанционными методами (Розен и др., 1986, 1988). Наши исследования структуры Анабарского щита основаны, прежде всего, на материалах средне - крупномасштабного геологического картирования, полевых наблюдений с использованием и аэрофотоснимков рассматриваемой территории. Для этих целей впервые была составлена сводная структурно-геологическая карта Анабарского щита масштаба 1: 200 ООО с учетом всех результатов среднемасштабного и частично крупномасштабного геологического картирования, выполненного производственными организациями Мингео СССР, дополненных данными личных полевых наблюдений автора (рис. 9). На полученной карте основные структурные формы отображаются маркирующими горизонтами меланократовых кристаллических сланцев, гранатсодержащих гнейсов, кварцитов, карбонатных пород, а иногда, и линзами ультрабазигов.

4.2.1. Общая последовательность складчатых деформаций

Самыми ранними складчатыми структурами ГЭ[, как и в Шарыжалгайском выступе, в анабарском комплексе являются мелкие складки внутрислойного (интрафолиальные) течения (Р1) в меланократовых кристаллических сланцах (рис. 10). Для них характерны округ-

лые или острые (реже) формы замков, нерасчлененность и они ассоциируют с интенсивной очень тонкой метаморфической сегрегацией (Э^ гранулитовой фации. В промежутке между деформационными циклами 0[ и вероятно, произошло внедрение тел ультрабазитов (перидотитов и пироксенитов) линзы которых широко распространены в пределах далдынской и верхнеанабарской серий и отсутствуют в полях развития хапчанской серии.

Рис. 9. Структурно-геологическая карта Анабарского щита. Составил АИ. Мельников по материалам

производственных организагртМингео СССР иличным наблюдениям 1 - кайназой; 2 - верхний мел - эоцен Попигайсксп1 астроблемы; 3 - платформенный чехст; 4-6 - Верх-ний-нт/сний архей. Аяабарский комплекс: 4 -Хапчанская серия. Гранатовые, биотит-гранатовые, т-роксеновые плагиогнейсы и гнейсы, содержаи(ие графит и реже гинерстен, силлиманит-гранатовые сланцы и гнейсы, иногда с графитам и кордиеритом, салит-скапалитовые троды, капьцифиры, мраморы, гранатовые амфиболиты и двупироксен-плагиоклазовые кристаллические сланцы, 5 - Верхнеанабар-ская серия. Гиперстеновые, двупироксеновые ппагиогнейсы и кристаллосланцы, биотит-гранатовые, биопшт-гранат-гиперстеновые, биотит-ашимамтювые и кордиерит-силлиманитовые гнейсы, калъ-цифиры, кварциты, эндербиты и эндербитогнейсы, мигматиты, 6 -Далдынская серия. Двупироксеновые плагиогнейсы, пироксен-плагиоклазовые кристаллические сланцы, кварциты, гранат-гшроксеновые плагиогнейсы, биотит-гранатовые гнейсы, гранат-пироксен-магнетитовые сланцы, капьцифиры; 7 -ранний протерозой. Ламуйский патметаморфический комплекс - биотит-амфиболовые, амфиболовые и биотитовые гнейсы, кварциты, капьцифиры, магнетитовые кристаллические сланцы; 8-12 - маркирующие горизонты: 8 - высокоглиноземистых пород, 9 -мраморов и капьщфиров, 10 - квар1итов, 11-кристаллических сланцев и амфиболитов, 12 - биотитовых, аляскитовых и биотит-роговооблюнковых гранитоидов; 13 - ранненротерозойские анортозиты, габбро-анортовиты, габбро-норит-анортазиты; 14 - архейские амфибализированные перидотиты и пироксениты; 15 -разломы; 16-зоныультрамило-нитов и псевдотахиллитов; 17- краевые разломы Попигайской астроблемы; 18- простирание метаморфической полосчатости и сланцеватости.

Мелкие складки (Р2) цикла Б2, как правило, изоклинальные, внутрислойные и тесно связаны с метаморфической сланцеватостью 81.2 и 82. Морфологически они часто похожи на складки Рь но практически всегда имеют округлые замки, а их морфологию определяют тонкие прослои насыщенные биотитом и роговой обманкой. В осевых плоскостях складок Г2, их замках и реже вдоль их крыльев, параллельно наблюдается развитие ана-тектической кварц-полевошпатовой неосомы, которая часто содержит реликты 8Ь 82 и редкие будины пластического течения В! и В2 меланократовых кристаллических сланцев, образовавшиеся в течение тектонического цикла Б2. В целом, общим итогом структурной эволюции этого деформационного этапа является формирование гнейсового, локально послойно мигматизированного комплекса. Прослои меланократовых кристаллических сланцев в нем образуют жесткие, частично будинированные реликты в реологически более компетентном матриксе пород. В начале цикла Б3, вероятно, произошло заложение шеар зон зонального типа и внедрение в них анортозитов, габбро-анортозитов и габбро-норит-анортозитов. Складчатые формы 1Г3 относительно широко развиты в породах анабарского комплекса. По морфологическим признакам они в основном сжатые, изоклинальные. Эти складки деформируют мезолейкократовую гранулит-гнейсовую ассоциацию пород. Крылья их обычно плоские, иногда наблюдаются мелкие вторичные осложняющие складки, а замки округлые и дугообразные. Мелкие складки Р3 часто деформируют складчатые формы Р2, образуя соотношения типа замок в замке. Иногда наблюдается сильный рост минералов (чаще всего роговой обманки) в осевой плоскости Р3, но гораздо лучше он проявлен в крыльях, чем в замках складок. Фиксируется развитие неосомы в Б3, а минеральная линейность Ь3 по роговой обманке и биотиту распространена относительно широко и лежит под большим углом к шарнирам складок Р2. Минеральная линейность Ь2 деформирована складками Р3 и расположена под острым углом к погружению их шарниров. Амплитуда складок колеблется от первых десятков сантиметров до нескольких метров, а ширина - от десяти сантиметров до одного метра. Деформационный цикл В., является очень важным в структурной эволюции Анабарского щита. В течение Б4 сформировалось большинство складчатых морфологических форм, определяющих общий структурный рисунок этой территории и хорошо дешифрирующихся на аэрофотоснимках.

Складчатые формы цикла 13.4 в основном нелинейные. Они возникли в результате общей гранитизации толщи, вызванной процессами метаморфизма, ультраметаморфизма и связанной с ними метаморфогенной адвекции горных пород. По размерам структуры небольшие и по протяженности редко превышают 20-30 км при ширине до 10 км. Часто

они на крыльях подчеркиваются маркирующими горизонтами кристаллических сланцев, гранатсодержащих гнейсов, мигматитов, а нередко и даже гранитогнейсов. Ядерная часть обычно сложена чарнокитами, эндербитами или интенсивно мигматизированными (до теневых текстур) породами гранулитовой фации. Мелкие складки (Р^) наиболее широко распространены в пределах анабарского комплекса. Они встречаются практически повсеместно и деформируют различные по вещественному составу породы. Формирование этих складок тесно связано с крупными структурами (Р1) и являются производными от них. Складчатые

формы (Р^) весьма разнообразны по морфологии: от простых складок течения до сложных

складчатых ансамблей и изоклинальных пакетов. Эти складки либо срезают складчатые структуры тектонического цикла Б3, либо деформируют их, образуя соотношения «замок в замке». Иногда наблюдаются и более сложные взаимоотношения Р3 и Р2. В целом, главным

итогом деформационного цикла Б4 является формирование основного гейсово-мигматигового комплекса Анабарского щита и его деформации крупными, картируемыми, нелинейными складчатыми формами. В течение этого цикла произошло образование основных директивных структур, межой складчатости и структур будинажа определяющие, в настоящее время, общий структурный рисунок анабарского комплекса.

4.2.2. Основные складчатые структуры Анабарского щита

Внутренняя структура кристаллических комплексов Анабарского щита, несмотря на хорошую дешифрируемость структурных форм, до сих пор остается не достаточно расшифрованной. Коллективом авторов под руководством О.М. Розена была составлена карта структурных элементов Анабарского щита по данным дешифрирования аэрофотоснимков масштаба 1:40 ООО - 1:60 ООО (Розен и др., 1988). Как отмечают авторы этой карты она отражает обобщенный и характерный «анабарский» структурный рисунок, представляющий собой сочетание ряда морфологических элементов. Внимательный ее анализ показывает, что дешифрируется на аэрофотоснимках структурный рисунок после этапа D5, а так называемые элементы «анабарского» структурного рисунка, приведенные этими авторами, демонстрируют различные варианты переработки ранее созданной структуры в процессе этапа D5. При этом авторы совершенно правильно интерпретируют механизм образования таких структур как результат сдвигового течения горных пород и что ведущим фактором такого течения были активные сдвиговые смещения пород Анабарского щита. К сожалению, в этих работах практически нет никаких сведений ни о последовательности образования структурных форм, ни об их взаимоотношениях друг с другом.

Нами, при расшифровке структурного рисунка Анабарского щита были использованы несколько другие принципы. Как уже отмечалось ранее, автором настоящей работы была составлена структурно-геологическая карта масштаба 1:200 ООО на всю территорию щита (рис. 9). На основе результатов геологического картирования (в том числе и частично крупномасштабного) с использованием материалов полевых исследований диссертанта и данных дешифрирования аэрофотоснимков нами была составлена карта структурных элементов Анабарского щита масштаба 1:200 000 (рис. 10), которая отражает главные картируемые структуры, созданные в течение тектонических циклов D4 и D5. Из анализа карты прекрасно видно, что в полях развития далдынской серии и прилегающих к ним блоках явно преобладают нелинейные структурные формы и что интенсивность складчатости, в целом, существенно возрастает сЗнаВисСнаЮ.

Линейные структуры преимущественно тяготеют к границам крупных шеар зон, а также к крыльям протяженных разрывных нарушений первого порядка. В блоках, сложенных верхнеанабарской и хапчанской сериями пород, соотношение линейных и нелинейных складчатых структур примерно одинаковое, при этом их размеры практически повсеместно варьируют в широких пределах. Западнее Маганской шеар зоны выделяются несколько небольших изоклиналей с погружением шарниров на СВ и размахом крыльев от 0.5 до 2 км.

Восточнее, в верховьях р. Б. Куонамка расположен изометричный Верхнекуонам-ский мигматиговый купол, удлиненный в СЗ направлении с соотношением осей 1:2. Он сложен эндербитами и сильно мигматизированными (до теневых структур) гиперстеновыми гнейсами, в которых часто наблюдаются обрывки замков мелких складок течения, будины и ксенолиты амфиболитов и кристаллосланцев. Князевский (Верхнеанабарский антиклинорий по Б.Г. Лутцу) гнейсово-мигматитовый вал расположен между Маганской и Ламуйской ше ар зонами. По морфологии это довольно простая структура в виде антиформного поднятия сильно удлиненного в СЗ направлении с длинным СВ и более коротким ЮЗ крыльями. Размах его крыльев составляет около 40 км. Ядерная часть вала сложена преимущественно однородными эндербитами и эндербитовыми гнейсами верхнеанабарской серии. Ближе к крыльям, в бассейне рр. Князева и Балаганах на восточном крыле и в бассейне р. Маган на западном крыле этой структуры выделяются две симметричные полосы, содержащие линзы и будины калыдафиров. На периферии гнейсово-мигматигового вала наблюдаются мощные прослои основных чарнокитов, чарнокито-гнейсов и мигматитов. Ориентировка гнейсовид-ности, полосчатости пород варьирует, вероятно, из-за осложняющих крылья структуры мелких складок течения. В интервале между Ламуйской и Котуйкан-Монхоолинской шеар-зонами широко распространены как линейные, так и нелинейные складчатые формы, причем линейные структуры развиты только в центральной и южной частях этого блока и четко

2 В»

3 В 12

4 ЕЗв

6 И 15

7 ЕЕЗ16

Рис. 10. Карта структурных элементов Анабарского щита. Составш А.И. Мельников. 1 - кайнозой; 2 - верхний мен - эоценовые образования Попигайской структуры; 3 -платформенный чехол; 4-7-Анабарский комплекс: 4 -Хапчанская серия, 5-Верхнеанабарская серия, 6-Далдынская серия, 7 -Ламуйская серия; 8 - гранитоиды; 9 - анортозиты; 10 - псевдотахилиты и ультрамилониты; 11 -крупные разломы; 12-прочие разломы; 13 - 1фаевые разломы Попигайской структуры; 14 - нелинейные складчатые структуры; 15-линейные складки; 16-гнейсово-мигматитовые валы. Римскими цифрами в кружках обозначены шеар зоны: I - Маганская, П - Ламуйская, Ш - Котуйкан-^Ьнхоалтская, IV-Главная Анабарская, У-Харапская, П - Бипляхская, Щ - Салтахская. Цифрами в кружках обозначены структуры: 1 - Верхнещюнамский купал, 2 - Князевский гнейсово-мигматитовый вал, 3 - Эйминская изоклиналь, 4-Илышский купал, 5 - Кюнтюкэлэхская изоклиналь, б - Лабастахстй купал, 7 -Верхне-вюрбюрский купол, 8 - Левокуонамская синформа, 9 - Приразламная изоклиналь, 10- Алыы-Юрэхская изоклиналь, 11 - Правонемэсская изоклиналь, 12 - Верхнеламуйканская изоклиналь, 13 - Этиебинская изоклиналь, 14-Меркюнская изоклиналь, 15 - Нт/снеэбеселяхский купал, 16-Чаарда-Юрэгэнский купол, 17 -Верхнеэбеселяхская синформа, 18 - Левокотуйканский купал, 19 - Верхнекотуйканский купал, 20-Верхнемонхолонская изоклиналь, 21 — Вершинная изоклиналь, 22 - Верхнедалдынская изоклиналь, 23 — Правокотуйканская изоклиналь, 24 - Котуйканская синформа, 25-Нижнедалдынский купал, 26- Чене-гелех-Рассохинский купал, 27 - Водораздельная синформа, 28 - Верхнехатырыкская синформа, 29 -Главная Анабарская изоклиналь, 30-Хатырыкская синформа, 31 -Верхнеджелиндинская синформа, 32

- Леводжтиндинский купал, 33 -Праводжепиндинская синформа, 34-Нижнеджелиндинский купал, 35

- Кенгедейская изоклиналь, 36 - Налим-Рассохинский купол, 37 - Хаардахааш купал, 38 - Верхнехохой-ская синформа, 39 - Верхнепопигайская изоклиналь, 40 - Улаханская изоклиналь, 41 - АрыМастахская изоклиналь, 42-Атыр-Хатыспытахская гвоклиналъ.

приурочены к разломным ограничениям шеар-зон и к крыльям крупных, протяженных разрывных нарушений. В северной части этого интервала, в бассейнах рр. Котуйкан, Лабастах и Вюрбюр, нами закартированы Лабастахский и Верхневюрбюрский гранитогнейсовые купола, имеющие сходное внутреннее строение. Оба они сильно вытянуты в СЗ направлении в соответствии с простиранием блока при соотношении осей 1:3. Купола сложены гипер-

стен-амфиболовыми гнейсами, мигматитами и эндербитами с редкими прослоями гранатсо-держащих мигматизированных гнейсов, амфиболитов и кристаллических сланцев. Их ядерная часть сложена сильно мигматизированными и гранитизированными породами. Здесь встречаются мигматиты практически всех типов: от послойных до агматитов и теневых разновидностей. Ориентировка гнейсовидности четко разворачивается по дуге большого круга от восточного до западного крыла. В центральной и южной частях этого блока также наблюдаются цепочки подобного типа куполов и межкупольных синформ, часто очерченных на крыльях разорванными пластами гранатсодержащих гнейсов и мигматитов. Наиболее крупной из них здесь является Левокуонамская синформа. Она очерчивается прерывистыми горизонтами гранатсодержащих гнейсов, а ее западное крыло оборвано крупным внутри-блоковым разломом. Центральная часть синформы сложена послойными мигматитами и полосчатыми гиперстеновыми гнейсами верхнеанабарской серии. На крыльях гранитизация усиливается и в разрезе появляются теневые мигматиты. Падение гнейсовидности, полосчатости варьирует в широких пределах. Преобладает СВ ориентировка, но нередки ЮВ и СЗ падения. В породах часто наблюдаются разнообразные мелкие складки течения преимущественно деформационного цикла Б2. Погружение их шарниров рассеивается по дуге малого

круга, а амплитуда складок варьирует от первых сантиметров до нескольких метров. Изоклинали широко развиты в южной часта рассматриваемого блока и обычно приурочены к ограничениям шеар зон или к зонам крупных разрывных нарушений. Все они вытянуты в СЗ направлении, в соответствии с общим простиранием анабарского комплекса. Наиболее крупными их них являются Приразламная, Алыы-Юрэхская, Правонемэсская, Верхнеламуй-канская и Этиебинская изоклинали. Шарниры их погружаются на ЮВ, значительно реже на СЗ. Сами изоклинали сложены гнейсами и мигматитами верхнеанабарской серии, а контуры их очерчиваются прерывистыми маркирующими горизонтами меланократовых кристаллических сланцев, амфиболитов, гранатсодержащих гнейсов и, редко, гранитоидов. Размах крыльев варьирует от 0.5 до 6-8 км при соотношении осей от 4:1 до 8:1. По простиранию толщи изоклинали часто располагаются кулисообразно. Для них характерны частые виргации и ундуляции шарниров. Угол погружения шарниров, как правило, непостоянен и изменяется от 5 до 60°, а падения крыльев крутые и составляют от 40 до 75°. В полосе верхнеанабарской серии между восточной границей Котуйкан-Монхоолинской зоны и выходами пород далдынской серии также наблюдается цепочка небольших, изометричных, нелинейных складок самыми крупными из которых являются Левокотуйканский и Верхнекотуйкан-ский мигматитовые купола. Некоторые купола полностью очерчиваются горизонтами биотит-гранатовых и биотит-гранат-гиперстеновых гнейсов, а в части других эта горизонты разорваны и прерывистые. Все они запрокинуты в сторону Котуйкан-Монхоолинской шеар зоны. Оба крыла наклонены на СВ при этом, восточное крыло более длинное и положе, чем западное, более крутое и короткое. Падение гнейсовидности, полосчатости на обоих крыльях СВ. Центральная часть куполов сложена сильно мигматизированными (до агматигов и теневых мигматитов) биотит-гиперстеновыми плагиогнейсами в которых, часто наблюдаются шлиры, линзы и будины амфибол-пироксеновых плагиокристаллических сланцев, обрывки мелких, сильно сжатых изоклинальных складок течения. Изоклинали в рассматриваемом блоке развиты преимущественно в его центральной части. Самыми крупными из них являются Верхнемонхолонская, Вершинная и Верхнедалдынская структуры. Они сложены преимущественно биотит-гиперстеновыми плагиогнейсами, послойными мигматитами верхнеанабарской серии и интенсивно рассланцованы по простиранию мигматитовой полосчатости. Шарниры их круто погружаются в субмеридиональном направлении, а контуры по периферии очерчиваются пластами меланократовых кристаллосланцев и амфиболитов, реже гранатсодержащих гнейсов. В полосе, сложенной породами далдынской серии выделяются две крупных нелинейных структуры: Котуйканская синформа и Нижнедалдынский гнейсово-мигматитовый купол, а линейные изоклинали встречаются только на ее северном и южном окончаниях. Контуры их на СЗ подчеркиваются горизонтами биотиг-

двупироксеновых кристаллических сланцев, а на ЮВ - горизонтами биотит-гранатовых гнейсов. Внутреннее строение ничем не отличается от уже рассмотренных выше структур этого типа. Следующая полоса непосредственно примыкает к Главному Анабарскому разлому и сложена породами верхнеанабарской и, в меньшей степени, далдынской серий. В части полосы сложенной породами верхнеанабарской серии линейные и нелинейные структуры распространены примерно одинаково, причем линейные изоклинали явно приурочены к разломным ограничениям самой полосы, либо к крупным зонам разломов, внутри нее. Существенным отличием этой полосы от других, уже рассмотренных выше блоков, является наличие здесь смятых в складки пластовых тел биотитовых, аляскитовых и биотит-роговообманковых гранитоидов, а также горизонтов кварцитов. Среди нелинейных структур к наиболее крупным и типичным для этого участка Анабарского щита нами отнесены Чене-гелех-Рассохинский мигматитовый купол и Водораздельная синформа. Линейные изоклинали распространены примерно равномерно по всей рассматриваемой полосе. Их контуры подчеркиваются часто сложно деформированными маркирующими горизонтами биотит-гранатовых гнейсов, кварцитов, двупироксеновых кристаллических сланцев, амфиболитов и пластовых тел гранитоидов. Следует отметить, что среди маркирующих горизонтов в северной части полосы преобладают кристаллические сланцы и пластовые тела гранитоидов, в центральной - кварциты и кристаллические сланцы, а в южной части наиболее распространены гранатсодержащие гнейсы. В полосе выходов пород далдынской серии восточнее Главного Анабарского разлома преимущественно развиты линейные структуры. Северная часть этой полосы изогнута в гигантскую приразломную изоклиналь с амплитудой более 100 км названной нами Главной Анабарской изоклиналью. Крылья ее сложены породами верхнеанабарской серии, а центральная часть - далдынской. Замыкание этой структуры подчеркивается изогнутыми маркирующими горизонтами меланократовых, двупироксеновых кристаллических сланцев, кварцитов, гранатсодержащих гнейсов и, реже, пластовых тел гранитоидов и метаультрабазитов. Ее западное крыло срезано зоной Главного Анабарского разлома. Судя по морфологии изоклинали, она образовалась при интенсивных левосторонних смещениях тектонического цикла по этой зоне разрывных нарушений. Следующая полоса расположена между разломным ограничением выходов далдынской серии и Харапской шеар зоной и сложена породами верхнеанабарской серией. Здесь повсеместно распространены нелинейные складчатые структуры разных размеров, но близких по генезису и морфологии. Все они вытянуты в СЗ направлении в соответствии с общим простиранием пород Анабарского щита. Контуры их часто очерчиваются прерывистыми, редко сплошными горизонтами биотит-амфибол-гранатовыми гнейсами, основными, двупироксеновыми кристаллическими сланцами, амфиболитами, пластовыми телами гранитоидов и, иногда, метаультрабазитов. Самыми типичными из них, отражающими общие характерные черты этих структур в рассматриваемой полосе являются Леводжелиндинский, Нижнеджелиндин-ский купола и Праводжелиндинская синформа. В полосе между Харапской и Билляхской шеар-зонами, в поле развития пород верхнеанабарской серии, также преобладают нелинейные структуры (рис. 10). Линейные структуры картируются только в северной и южной частях рассматриваемой полосы. В центре ее сосредоточены преимущественно мелкие нелинейные структурные формы, а к северному и южному окончаниям их размеры возрастают. Наиболее типичными из них являются Налим-Рассохннский, Хаардахский купола и Верхне-хохойская синформа. В полосах сложенных хапчанской серией пород, примыкающих к Билляхской шеар зоне и Попигайской структуре, преимущественно распространены линейные изоклинали. В северной части рассматриваемой полосы их контуры на крыльях очерчиваются прерывистыми маркирующими горизонтами карбонатных пород, двупироксеновых кристаллических сланцев, амфиболитов и, значительно реже, пластовых тел гранитоидов. Контакты последних сильно рассланцованы, иногда наблюдаются жильные или линзовид-ные обособления кварца (1.5-2 см), а также струйчатые структуры. Сланцеватость, метаморфическая полосчатость падают на восток. Южнее расположены наиболее крупные в этой

зоне изоклинали (Верхнепопнгайская, Улаханская, Ары-Мастахская и Атыр-Хатыспытахская) внутреннее строение которых типично для подобных структур.

4.3. Восточно-Антарктический щит (платформа Элс)

Платформа Элс расположена в горном обрамлении ледников Ламберта - Эймери и входит в состав Биверского чарнокит-гранулитового подвижного пояса (Восточная Антарктида), протягивающегося от побережья Земли Принцессы Елизаветы до системы гор Принс-Чарльз (Равич и др., 1978; Каменев, 1991). Следует сразу отметить, что термин «платформа Элс» здесь используется не как геологическое понятие, а как географическое определение данной местности. Платформа Элс расположена на СВ озера Бивер в восточном борту ледника Стагнант. Детальное картирование в масштабе 1:25 ООО ее южной части (до центральной шеар зоны) было начато в течение 29 САЭ. В процессе геологических исследований 35 САЭ А.И. Мельниковым и А.Д. Алексашиным платформа Элс была полностью закартиро-вана и составлена детальная структурно-геологичечская карта этой территории (рис. 11). При ее построении были учтены и материалы геологического картирования геологами службы Национальных Антарктических научных исследований Австралии (АЫА11Е). На основе этой карты позднее была составлена карта структурных элементов платформы Элс, на которой показаны крупные, главные картируемые структуры рассматриваемой территории (рис. 12).

4.3.1. Общая последовательность складчатых деформаций

В кристаллических образованиях платформы Элс часто наблюдаются мелкие складки различ ных размеров и морфологии. Предложенная ниже последовательность складчатых деформаций относится в основном к серии Рейнболт, поскольку в серии Ларсе-манн наблюдения диссертанта слишком локальны. Структуры цикла Б! встречаются довольно редко. Они наблюдаются только как реликтовые замки мелких складок или сланцеватость 81 в ксенолитах кристаллических сланцев среди мигматитов и чарнокитов. В целом, ранние распознаваемые элементы строения образуют 80/81 сланцеватость и определяют интенсивность и преобладающую ориентировку минералов, которая всегда согласна с литоло-гической «слоистостью» (8]). Мелкие складки (Р2) деформационного цикла В2 обычно изоклинальные, внугрислойные и тесно связаны с метаморфической сланцеватостью 81_2 и 82. Таким образом, результатом 02 является переориентировка 80/81 сланцеватости вокруг шарниров изоклинальных складок Р2. Крупных складок Р2 не наблюдалось, хотя их развитие в региональном плане вполне возможно. Формирование минеральной линейности Ь2 также не обнаружено, хотя ее развитие и не исключено. Складчатые формы Р3 цикла Б3 относительно широко развиты в породах серии Рейнболт. По морфологическим признакам они менее сжатые, часто открытые и изгибают более ранние, изоклинальные складки Р2 образуя соотношения типа «замок в замке». Эта складки обычно деформируют мезо-лейкократовую грану-лит-гнейсовую ассоциацию пород. Крылья их обычно пологие, иногда наблюдаются мелкие вторичные осложняющие складки, а замки округлые и дугообразные. Иногда наблюдается рост минералов (чаще всего биотита, реже роговой обманки) в осевой плоскости Р3, но гораздо лучше он проявлен в крыльях, чем в замках складок. Фиксируется развитие неосомы в Е)3, а линейность-бороздчатостъ Ь3 по роговой обманке и биотиту распространена относительно широко и лежит под углом к шарнирам складок Р2. Шарниры мелких складок Р3 в среднем полого погружаются на В - СВ или 3 - ЮЗ. Тем не менее, из-за продолжающегося укорочения толщи, увеличение деформации сопровождается локальным уменьшением длины волны складок и увеличением угла погружения их шарниров (Bogeт е1 а1., 2000). Слабая сланцеватость (83) параллельно осевым плоскостям наблюдается в некоторых замках складок Р3. В течение 134 образовалась основная масса чарнокитов, теневых мигматитов и сформировалось большинство складчатых морфологических форм, определяющих общий

0 .........................т

Рис. 11. Рис. 12.

Рис. 11. Структурно-гестогическая карптгтапгфюрмььЭлс (Восточная Антарктида). 1:25000. Составили АИ. Мельников, АД Алексаишн с использованием материалов АШРЕ и 29 САЭ. 1 -ледники; 2 - многолетние снежники; 3— четвертичные ледниковые отложения Биверский полиме-таморфнческий комплекс: 4 - серия Ларсеманн. Полосчатые силлиманит-биотит-гранатовые с графитам и итинелью мигматизированные плагиогнейсы, 5-8 - серия Рейнбапт: 5 — гранитогнейсы, тене-выемигматиты играштоиды, б-разнопстосчатыемигматиты по гранат-биотитовымгнейсам, 7— лейкократовые гранатовые и гранат-биопштовые гнейсы и мигматиты, 8 - лшанократовые биотит-гранатовые, биотит-амфибол-гранатовые гнейсы, часто мигматизированные; 9 - метаморфогенные чарноттоиды; 10- линзы и ксенолиты кристаллосланцев, пироксеттюв и амфиболитов; 11- полевспи-патовый порфиробластез; 12-тела, жилы илинзы крупнозернистых пегматитов; 13- дайки диабазов и далеритов; 14 - кварг^евые жилы; 15 — сиениты; 16 - линзы метасаматических гранат-силлиманитовых пород; 17-мелкие тела улътрабазитов; 18-разрывные нарушения установленные; 19 - разрывные наруишния предполагаемые; 20-мелкие зоны ишаринга; 21 - элементы залегания метаморфической полосчатости, сланцеватости: а - наклонное, б - верпшкстьное; 22 - направления погружения ишрниров мелких складок (а), минеральной линейности (б); 23 - геологические границы; 24 - границы участков суиш непокрытой льдам.

Рис. 12. Карта структурных элементов платформы Элс. Составил АИ. Мельников. 1 - ледники; 2 -многолетние снежники; 3 - четвертичные ледниковые отложения. Биверский пагтиме-таморфический комплекс: 4 - серия Ларсеманн, 5-8 - серия Рейнбапт: 5 - гранитогнейсы и теневые граниты, б —размопалосчатыемигматиты по гранат-биотитовьш гнейсам, 7-лейкократовые гранатовые и гранат-биотитовые гнейсы, 8 - гранат-биотит-амфибтовые мигматизированные гнейсы; 9 -метаморфогенные чарнокитоиды; 10-линзы амфибал-биотитовыхкристстическихсланцев; 11 - по-левоитатовый порфиробластез; 12 - тела, жилы и линзы крупнозернистых пегматитов; 13 — сиениты; 14-разрывные нарушения установленные; 15-разрывные нарушения предполагаемые; 16-мелкие зоны шеаринга; 17- элементы залегания метаморфической палосчатоапи, сланцеватости: а - наклон-

ное, б - вертикальное; 18-направления погружения шарниров мелких складок (а), латеральной линейности (б); 19- гранитогнейсовые /упала; 20 - синформы; 21 - оси крупных линейных складок; 22 - центральная шеар зона; 23 - геологические грангщы. Цифрами в кружках обозначены: 1 - Чарткитовый купал, 2-Восточнаясинфоряи, 3-Североджетпптскийкупал, 4-Северный купач, 5-Централыплй купол, б-Северамештскаяашформа, 7 - Южнамелкинский купал, 8 - Южночистинская синформа, 9 - Северодачинная синформа, 10 - Стагнаюпская изоклиналь 11 - Северочкетинская изоклиналь, 12 -Центральная шеар зона.

структурный рисунок этой территории. Складчатые формы цикла нелинейные. Они возникли в результате общей гранитизации толщи, вызванной процессами метаморфизма, ультраметаморфизма и связанной с ними метаморфогешюй адвекции горных пород и являются гранитогнейсовыми куполами или разделяющими их межкупольными синформами. Размеры структур (Б*) небольшие и по протяженности редко превышают 10-15 км при ширине до 5-8 км. На крыльях они подчеркиваются маркирующими горизонтами гранатсодер-жащих гнейсов, мигматитов, а нередко и даже гранитогнейсов. Ядерная часть обычно сложена чарнокитами или интенсивно мигматизированными (до теневых текстур) породами гранулитовой фации. Гранитогнейсовые купола имеют изометричную форму и преимущественно вытянуты в субширотном направлении. В течение образовалась основная масса чарнокитов, теневых мигматитов и сформировалось большинство складчатых морфологических форм, определяющих общий структурный рисунок этой территории. Складчатые формы (Е^) цикла нелинейные. Они возникли в результате общей гранитизации толщи, вызванной процессами метаморфизма, ультраметаморфизма и связанной с ними метаморфо-генной адвекции горных пород и являются гранитогнейсовыми куполами или разделяющими их межкупольными синформами. Размеры структур небольшие и по протяженности

редко превышают 10-15 км при ширине до 5-8 км. На крыльях они подчеркиваются маркирующими горизонтами гранатсодержащих гнейсов, мигматитов, а нередко и даже гранитогнейсов. Ядерная часть обычно сложена чарнокитами или интенсивно мигматизированными (до теневых текстур) породами гранулитовой фации. Гранитогнейсовые купола имеют изометричную форму и преимущественно вытянуты в субширотном направлении. Мелкие 2

складки (Г^) довольно широко распространены. Они встречаются практически повсеместно и деформируют различные по вещественному составу породы. Формирование этих складок связано с крупными структурами ^ (гранитогнейсовыми куполами и межкупольными синформами) и являются производными от них. Образование таких складок происходило в процессе оттока вещества со сводов куполов и сгружения его на их крыльях и в межкупольных синформах. Вследствие этого, складчатые формы (Р~) весьма разнообразны по морфологии: от простых складок течения до сложных складчатых ансамблей и изоклинальных пакетов. В целом, итогом деформационного цикла Д( является формирование основного гней-сово-мигматитового комплекса платформы Элс и его деформации крупными нелинейными складчатыми формами. Именно в это время произошло образование основных, картируемых директивных структур, мелкой складчатости и структур будинажа определяющие общий структурный рисунок рассматриваемой территории. Крупные складки Р5 этого цикла Г)5 развиты локально и являются линейными изоклиналями. Их формирование вероятно связано с началом процесса линеаризации ранних нелинейных структур. Мелкие складки Р5 обычно приразломные. По морфологии они открытые, асимметричные, каскадные, часто с наклонными осевыми поверхностями. Эти складки иногда вызывают переориентировку структур и нередко сопровождаются прекрасно развитым кливажем. Иногда к осевым поверхностям этих складок приурочены жилообразные тела с размытыми, нечеткими контактами, сложенные гранитоидным материалом или теневыми мигматитами. Характерной

чертой деформаций структур D4 в течение D5 является развитие пластичных зон вязкого течения (шеар зон), крутых до вертикальных зон сдвига северо-западного и юго-западного падений. Они сложены бластомилонитами, милониггами и иногда сопровождающими их псев-дотахиллитами. Они образуют прерывисто локализованные зоны деформаций до 100 мм шириной, обычно подчеркнутых биотитом и кварцем. Присутствие сосуществующих граната и силлиманита и/или зеленой роговой обманки в некоторых милонигах D5 свидетельствует о том, что их формирование происходило в условиях амфиболитовой фации при температурах первоначально не менее 520°С (т.е. в пределах поля устойчивости силлиманита). Развитие сопутствующих псевдотахиллитов было, возможно, функцией относительно высоких скоростей деформаций и безводной природы вмещающих пород гранулитовой фации.

4.3.2. Основные складчатые структуры платформы Элс

Основными картируемыми структурами платформы Элс являются нелинейные гранигог-нейсовые купола, разделяющие их межкупольные синформы, линейные изоклинали и шеф зоны (рис. 12). Все нелинейные структуры по морфологии изомегричны и вытянуты в субширотном или СЗ направлении Их внутреннее строение зональное. Вся центральная часть этих структур сложена чарнокитами или гранигогнейсами (рис. 11,12). Ближе к крыльям наблюдается мощный горизонт лейкократовых мигматизированных гранатовых и гранат-биотиговых гнейсов, затем вновь залегают чарнокиты. Крылья куполов сложены гранатовыми, гранат-биотиговыми гнейсами и разнопо-лосчатыми мигматитами по ним. В этих породах, на южном крыле структур наблюдаются ленточные выделения кварца (стрингеры) и порфиробласты полевого шпата В целом, породы внешне очень похожи на узловатые гнейсы. На контактах между чарнокитами и гнейсами нередко видны зонки милонигизации и шеаринга горных пород, а также пегматитовые жилы мощностью до 1.5 м. Ядра синформ сложены лейкократовыми гранатовыми и гранат-биотиговыми гнейсами, а на крыльях обнажены гранигогнейсы и теневые граниты. Во всех породах наблюдаются многочисленные порфиробласты полевого шпата размером до 2-3 см Они часто деформированы с образованием отчетливо видимых теней давления, фиксирующих смещение типа правого сдвига. На крыльях этих структур картируются прерывистые горизонты чарнокигов и линзы метасоматических гра-нат-силлиманиговых пород Зерна граната также нередко деформированы с признаками ротации и образованием структур типа «снежного кома». Сланцеватость, метаморфическая полосчатость пород в пределах синформ падает на крыльях, в основном, на северо-запад и северо-восток, хотя отмечаются их и субширотная ориентировка. В гранитогнейсах, мигматитах и гранатовых гнейсах наблюдаются многочисленные мелкие складки течения разнообразной морфологии Амплитуда их редко превышает 1.5-2.0 м при ширине 0.5-0.8 м. Шарниры этих складок, как и минеральная линейность, погружаются на В и ЮВ. Преобладают узкие тесно сжатые изоклинальные складки течения с увеличенными (по сравнению с крыльями) замками Иногда их крылья сорваны по системе мелких разрывов. Центральная шеар зона разделяет породы серий Ларсеманн и Рейнбспт. Она имеет субширотную ориентировку, пересекает всю платформу Элс и сложена преимущественно грубопо-лосчатыми чарнокитами, переслаивающимися с узкими полосами фельзишвых оргогнейсов. Ширина зоны варьирует по простиранию от 1.5 до 2.0 км. Ортогаейсы состоят из равномернозернисто-го кварца, калиевого полевого шпата и плагиоклаза или из слабо упорядоченно ориентированного биотита и тонкозернистого кварца проросшего сквозь крупнозернистый плагиоклаз. Идиоморфная роговая обманка, зеленная в образцах и шлифах, может находиться в матриксе, хотя более распространены формы в виде реакционных кайм разделяющих фельзишвые и мафические слои. Сфен обычно находится вдоль границ зерен между биотитом и ильменитом, в то время как хлорит частично полностью замешает биотиг. Клинопироксен также локально наблюдается в лейкосоме, где он обычно окаймлен зеленой роговой обманкой. Все породы интенсивно деформированы. Кварц нередко образует вытянутые по простиранию полосчатости линзы (стрингеры). Повсеместно наблюдаются четкие C/S - строения в милонигах и милонигизированных породах. Минеральная линейность субгоризонгальна типа strike-slip и фиксируется довольно часто. Кристаллы калиевого полевого шпата нередко уплощены, растащены, имеют четко выраженные тени давления и, иногда

следа их ротации. По кинематическим индикаторам шеаринга направление смещения по Центральной зоне интерпретируется как правый сдвиг. Об этом же свидетельствуют и редкие шеар-бенды в пределах этой структуры.

Глава 5. ЗОНЫ СДВИГОВОГО ТЕЧЕНИЯ ГОРНЫХ ПОРОД (ШЕАР ЗОНЫ)

В общем виде деформации пород распределяются неоднородно (Ramsay, 1969; Ramsay, Huber, 1987; Passchier, Trouw, 1996 и др.). Большинство участков неоднородной деформащи являются сконцешрированной деформацией в прямолинейных зонах относительно жестких блоков боковых пород. Деформация в таких высокодеформационных зонах обычно содержит ротационный компонент, отражающий латеральное смещение сегментов боковых пород относительно друг друга Зоны интенсивных деформаций этого типа в современной геологической литературе называются шеар-зонахш (shear-zone; Ramsay, 1969; Ramsay, Huber, 1987 и др.). Деформация в шеар зоне является причиной развития характерных строений и ассоциаций минералов, которые отражают Р-Т параметры, тип течения, знак смещения, деформационную историю и шеар зоны, таким образом, относятся к важным источникам геологической информации. Пластические шеар зоны обычно действуют под более высокими метаморфическими кондициями, чем хрупкие шеар зоны. Главные шеар зоны, которые пересекают земную кору или верхнюю мантию имеют оба хрупкий и пластический сегменты. Глубина перехода между ними зависит от многих факторов, таких как скорость относительной деформации, геотермальный градиент, размер зерен, лиготип, давление флюида, ориентировка поля напряжений и предшествующее строение.

5.1. Пластические шеар зоны

Деформационная геометрия птасгических шеар зон образует несколько форм В пределах участка исследования зона может быть параллельна краям и деформационные профили, определяемые по маркерам деформации или по ориентировке и интенсивности тектонически индуцированных строений таких как кливаж или гнейсовидность, могут оставаться в основном постоянными в различных пересечениях зоны. Математически было показано, что в таких зонах возможны три главных типа полей деформации (Ramsay and Graham, 1970). Это следующие типы: А. Неоднородный простой сдвиг с ориентировкой плоскости сдвига параллельно краям. Б. Неоднородное изменение объема с объемным изменением развтым смещениями перпендикулярно краям шеар зоны. С. Одинаковая однород1ия деформация любого типа действующего в шеар зоне и на ее краях. Эти три компонента могут комбинировать в любых пропорциях безотносительно к индивидуальным значениям деформации, полученным из трех моделей без нарушения основных геометрических признаков зоны. Относительно высокие значения конечной деформации, действующие в милони-тах, подразумевают, что степень деформации в милонитовой зоне может быть выше чем в краевой породе в одно и то же время и что материал в зоне может быть «мягче» чем краевая порода Тем не менее, многие милоншы имеют одинаковый с краевыми породами химический и минеральный составы. Вероятно, имеются изменения реологии материала в пластической шеар зоне после ее образования. Этот эффект называется размягчение или деформация размягчения. Очень важными механизмами, которые способствуют размягчению (White et al., 1980; Tüllis et al., 1990) являются: 1. Уменьшение размера зерна, которое усиливает активность механизмов деформации зависимых от размера зерен, таких как диффузионный крип или скольжение границы зерна (White et al., 1980; Schmid et al., 1977). Это уменьшение размера зерна ответственно за тот факт, что размер в новом формировании зерен динамической рекристаллизацией является функцией дифференциального стресса. 2. Миграция границы зерна - рекристаллизация перемешает грубые кристаллы в новые, легко деформируемые кристаллы в пределах дислокационных узлов. Отметим, что ротация рекри-сталлизованных субзерен не ведет прямо к размягчению после того как новые зерна будут иметь одинаковую дислокационную плотность с древними зернами (Tullis et al., 1990). 3. Рост новых минералов, которые более легко деформируются, чем минералы вмещающей породы (реакция размягчения; Mitra, 1978; White et al., 1980). Например, замещение полевого шпата агрегатами белой слюды и кварца 4. Развитие предпочтительной ориентировки частиц минеральных зерен, которое

помещает их в положение для легкого дислокационного скольжения (геометрическое размягчение)^. Влияние растворения под давлением прямо ведет к сокращению размера зерна и открытию пустот и трещин (ЯиКег, 1976; 81е1,1981). 6. Гидролитическое ослабление минералов ведет к диффузии воды в частицы.

5.2. Классификация пластических шеар зон

К настоящему времени в геологической литературе нет хорошо разработанных классификаций пластических шеар зон. Возможно, главным препятствием в таких классификациях служит некоторая неопределенность в критериях различия таких зон, особенно если они сложены полосчатыми гнейсами. Подразделение шеар зон по степени метаморфизма не оправдано из-за того, что весьма не просто определить згу степень, да и нередко в них наблюдаются участки с разной степенью метаморфизма в результате разных временных этапов реактивации или из-за вариаций РТ параметров внутри зоны. По уровню структурной организации классифицировать также затруднительно из-за этих же проблем. На наш взгляд более надежным классификационным критерием может служить площадь распространения шеар зоны и ее морфология. Всего выделяется 4 типа пластических шеар зон:рассеянные,линейные, зональные иппспцадные.

5.3. Пластические шеар зоны Анабарского щита

В пределах Анабарского щита издавна выделяются несколько древних линеаменшых зон динамометаморфизма СЗ простирания (с запада на восток): Маганская, Ламуйская, Котуйкан-Монхоолинская, Анабарская, Харапская, Билляхская и Салтахская (Рабкин, 1959; Каденский, 1961; Лущ, 1964; Вишневский, 1978; Розен и др., 1986 и др.). Они расчленяют всю обнаженную часть щита на ряд крупных блоков и прослеживаются по геофизическим данным в северном и южном направлениях на сотни километров от его границ под осадочными толщами платформенного чехла (Вишневский, 1978). Мощность их непостоянна и варьирует в широких пределах: от первых километров до нескольких десятков километров. Ранее эти зоны разные авторы относили к зонам дислокационного метаморфизма (Рабкин, 1961), зонам смятия (Вишневский, 1978; Мельников, 1988, 1990), глубинного скольжения и диафтореза (Розен и др., 1986 и др.), глубокоэродированным зонам разломов (Лущ, Оксман, 1990). Однако, по вещественному составу текгонигов, особенностям внутреннего строения, парагенезу структурных форм и степени преобразования вещества горных пород эти структуры являются типичными пластическими шеар зонами со всеми присущими им признаками При этом Главный Анабарский разлом относится к хрупко-пластическим шеар зонам линейного типа, а остальные - к пластическим шеар зонам зонального типа.

Главная Анабарская хрупко-пластическая шеар зона. Расположена в 80 км восточнее Котуйкан-Монхоолинской шеар зоны и прослеживается через всю территорию щита в СЗ, затем субмеридиональном направлении от бассейна р. Харап на юге (где она срезает Харапскую зону) к верховьям рек Сербеен, Субнналах-Хашрык, Налим-Рассоха до водораздела рек Кельгиг и Санга-Эбеге на его северной периферии (рис. 13).

Внутреннее строение Главной Анабарской шеар зоны относительно простое. На всем протяжении эта структура трассируется серией сближенных, кулисообразно расположенных узких полос (от 70 до 200 м) бласто- и ультрамилонитов, милонитов, катаклазитов, брекчий и очень специфических пород - псевдотахиллигов (Каденский, 1961; Лутц, 1962; Вишневский, 1978, Мельников, 1988, 1990 и др.). Суммарная мощность зоны на отдельных отрезках достигает 6-8 км, а падение плоскостей основных сместителей практически повсеместно субвертикально. Распределение динамокластитов обычно зональное. Краевые швы зоны сложены брекчиями и катаклазитами, развивающимися по гранулитам вмещающей рамы различного вещественного состава: гнейсам, мигматитам, эндербитам, кварцитам и другим породам. Наиболее крупные швы центральной части зоны, как правило, выполнены милонитами, ультрамилонитами и бластомилонитами. Диафторических изменений пород в них не отмечается, но локально наблюдается рекристаллизация минеральных зерен с образованием деформированных порфирокласт. Иногда в зонах интенсивного рассланцевания и

Рис. 13. Рис. 14.

Рис. 13. Схема гетог11ческогосп}роемыГтвнсмАнабарской111шр зоны. Составил АН. Мельников.

1 - гнейсы и мигматиты гранулитов анабарского комплекса; 2-4 -маркируюище горизонты: 2 - ьристаллических сланцев и амфиболитов, 3 - гранатовых гнейсов, 4 - кварцитов и кварцитогнеьков; 5 - ультраосновные породы; 6 - гранитоиды; 7 - зоны массивных, полосчатых псевдотахиллитов и ультрсоштонитов; 8 - зоны прожилковыхи брекчиевидных псевдотахиллитов и катаклазитов; 9-осевой шов Главной АнабарскЫ! гиеар зоны; 10- локальные разломы; 11 - элементы залегания oiaHifeeamo-сти, полосчатости; 12-направление смещения блоков.

Рис. 14. СхеАшгетог11ческогостроетыКоп1уйктМонхот1ша<о11Г№Ш11ческойи1еарзоны. Составил

AJI Мельников.

1 - платфорлкнный чехол; 2 - гранулиты анабарского комплекса; 3 - диафториты, милони-ты и полосчатых гнейсов ламуйского комплекса; 4-6 - маркирующие горизонты: 4 - кристаллических сланцев и амфиболитов, 5 - кварцитов и кварпртгогнейсов, 6 - биотит-амфибол-гранатовых гнейсов; 7 - зоныультрамилоттюв и бластомилонитов; 8-мангериты; 9-граниты; 10- анортозиты; 11 -зоны дробления и переработки анортозитов; 12-ультрабазиты; 13 - предполагаемый магистральный шов КопщканМонхоолинсксш uieap зоны; 14 - крупные тектонические швы; 15-локальныеразломы; 16-элементы залегания гнейсовидности, полосчатости; 17-направление смещения блоков.

кливажа наблюдаются структуры ламинарного скольжения по границам микролитонов.

Особенностью Главной Анабарской шеар зоны является широкое распространение в ней специфических продуктов дислокационного метаморфизма - псевдотахиллитов, впервые выделенных здесь Н.Б. Рожковым и др. (1936). В осевой части зоны появляются сначала полосчатые типы псевдотахиллитов, а затем псевдоконгломератовые типы этих пород со следами катакластического течения, а также относительно крупные (мощностью до 1-1.5 м), жилы массивных псевдотахиллитов, разделяющие блоки сильно рассланцованного и катак-лазированного субстрата. И, наконец, восточнее осевого шва шеар зоны вновь наблюдаются

катаклазиты с тонкими прожилками псевдотахиллитов, ориентированные параллельно основным разломам этой структуры. Процесс образования псевдотахиллитов отражает определенные сейсмические события и в таком случае на Анабарском щите произошла глобальная катастрофа, судя по косвенным данным на рубеже палео- и неопротерозоя, которая требует детального изучения и своей геодинамической интерпретации.

Котуйкан-Монхоолинская пластическая шеар зона расположена в центральной часта щита в бассейнах рек Монхооло, Бол. Куонамка, Котуйкан, Меркю и является наиболее сложной по геологическому строению и крупной по размерам в этом регионе (Каден-ский, 1961; Вишневский, 1978; Розен и др., 1986,1988,2006; Мельников, 1990; Смеловидр., 2002 и др.). Ее границы довольно четко фиксируются по появлению серий крутопадающих (60-85° СВ) узких полос (швов) милонитов, ультрамилонитов и бластомилонитов разной протяженности, которые, располагаясь кулисообразно, трассируются в основном согласно с общим простиранием пород вмещающей рамы или под небольшим углом к шеар зоне (рис. 14). В целом зона имеет линзовидно-блоковую структуру. В ней наблюдается частое чередование сильно измененных и почти непереработанных пластин. Однако внутреннее строение ее частей, распределение в ней структурно-породных ассоциаций и продуктов дислокационных процессов крайне неоднородно и существенно усложняется с ЮВ на СЗ. В этом же направлении значительно возрастает (от 10-15 до 30 км) и мощность самой шеар зоны. Интрузивные образования представлены здесь крупными массивами анортозитов (в северной части зоны), габброидами, порфиробластовыми и аляскитовыми гранитоидами, двуслюдя-ными гранитами и мусковитовыми пегматитами. В процессе длительной и интенсивной тек-тонометаморфической эволюции Котуйкан-Монхоолинской шеар зоны сформировался исключительно богатый и разнообразный парагенезис структурных форм, в общем характерный для всех древних зон подобного типа или, иначе, зон стресс-метаморфизма. Перестройка первичного субстрата происходила в широких масштабах и на всех уровнях: от чисто хрупкого механического разрушения (дробление, перетирание, катаклаз, брекчирование) до глубокого механо- и петрохимического преобразования вещества горных пород и рекристаллизации минералов с образованием новых породных комплексов. Однако, как это уже отмечалось выше, структурные и текстурные изменения происходили неравномерно в различных частях шеар зоны и тесно связаны с вещественным составом конкретного участка, степенью его рассланцевания, количеством и размерами локальных пластин (микро- и мак-ролитонов), интенсивностью проявления диафтореза, мигматизации и гранитизации, реологическими свойствами деформируемых тел, слагающих их пород и другими факторами. Геологическое строение северной части Котуйкан-Монхоолинской шеар зоны (бассейны рек Котуйкан и Меркю) относительно более сложное из-за наличия здесь крупных, жестких массивов анортозитов и метагабброидов. Переработка первичного гранулитового субстрата процессами диафтореза и динамометаморфизма на этом отрезке в основном сосредоточена в сравнительно узких шовных зонах мощностью до нескольких километров. Всего в разрезе по р. Котуйкан насчитывается около десяти таких швов. Их краевые части обычно сложены бластокатаклазитами, милонитами по биотит-амфиболовым и биотитовым плагиогнейсам, а центральные участки - бластомилонитами и локально ультрамилонитами. В целом, параге-незы структурных форм, морфологические особенности и характер деформаций геологических тел, ориентировка разнообразных структурных элементов, внутреннее строение шеар зоны и ее отдельных отрезков, кулисообразное расположение крупных и мелких разрывных нарушений, наличие кинк-зон и ряд других признаков вполне однозначно указывают на правосторонние сдвиговые смещения по системе краевых магистральных разломов. Таким образом, Котуйкан-Монхоолинский линеаменг, как и другие подобные структуры на Анабарском щите, относится к структурам длительного развития и по своей природе и структурно-вещественным параметрам является типичной пластической шеар зоной сдвигового типа. Другие пластические шеар зоны Анабарского щита имеют похожее внутреннее строение.

5.4. Сдвиговый пояс Убенде

Разрушение Восточиоафрикаиского континента сопровождалось образованием двух контрастных рифтовых систем. В Танзании они прослеживаются с восточной и западной сторон архейского Танзанийского кратона. Восточная ветвь является частью так называемого вулканического рифта Грегори, приблизительно трассирующегося вдоль границы между кратоном и неопротерозойским Мозамбикским поясом. Западная ветвь рифта образует изогнутую узкую зону, содержащую вытянутые и глубокие рифтовые бассейны в которой вулканизм проявлен только локально. В Танзании южный сегмент этой западной рифтовой ветви прослеживается параллельно палеопротерозойскому поясу Убенде и его границе с архейским кратоном. Выделяются следующие основные домены докембрийского фундамента: 1-архейский кратон (северо-восток), на флангах; 2-палеопротерозойский, простирающийся с запада на восток пояс Узагара (юг) и региональный складчатый пояс Убенде северозападного простирания (запад); 3-поздние палеопротерозойские гранитоиды, которые часто маскируют границы кратона и образуют вытянутые интрузивные домены, такие как Кате вдоль оз. Танганьика или Убена в поясе Узагара. Переход между палеопротерозойскими Узагара и Убенде поясами часто замаскирован молодыми осадками Укинжа - Буанжи. Все структурные данные, полученные при изучении обнажений в поле, вынесены на стереографические проекции (равноплощадные, верхняя полусфера). Структурные данные, относящиеся к пластическим деформациям в палеопротерозойских метаморфических образованиях, нанесены на диаграммы как гнейсовая, мигматитовая полосчатость и сланцеватость плоскостных строений (называемая здесь Б строениями), а минеральная линейность и оси складок как линейные строения (ТЬеишзБеп й а1., 1996).

5.4.1. Палеопротерозойский пластический сдвиговый пояс Убенде

Складчатость пластического течения Уфипа. По сравнению с ориентированными в северо-западном направлении террейнами Убенде, террейн Уфипа является гораздо более обширным. Его блоки преимущественно гранитного и гранодиоритового состава имеют структурный облик, регионально характеризующийся гнейсовой полосчатостью ам-фиболитовой фации. Ориентированная в СЗ направлении складчатость Уфипа соответствует довольно открытым складкам с пологими, почти горизонтальными осями, параллельными минеральной линейности. Вдоль их круто погружающихся крыльев развиваются складки более сжатые и асимметричные, но показывающие одинаковую ориентировку линейного строения. Никаких микроструктурных критериев знака смещения не наблюдается вдоль этой минеральной линейности. Возраст 1.8 млрд. лет для гранитогнейсов обнаженных в Ка-реме нами рассматривается как синкинематический возраст смещения. Гранитогнейсы смяты в складки конкордантно с гнейсами амфиболитовой фации. Аналогичная ситуация имеет место и в регионе Мпанда на границе между поясом Убенде и Танзанийским кратоном. На северной границе террейна Уфипа, где мафический террейн Убенде выклинивается, а постоянный тренд структур амфиболитовой фации нарушается вокруг мафических и ультрамафических линз гранулитов. Вблизи г. Сумбаванга, фельзитовые гранулиты (чарнокиты), однако, ориентированы параллельно с СЗ трендом гнейсов Уфипа.

Ориентированная в северо-западном направлении складчатость Укенжу. В южной части пояса Убенде террейн Упангва в основном сложен анортозитовыми массивами на севере и высокометаморфическими гнейсами Укенжу на юге. Структурные данные по гнейсам Укенжу были собраны вдоль разреза гор Ливингстона в северной части и в разрезе по р. Укенжу, южнее. Сланцеватость гнейсов и более ясные линейные строения различно ориентированы в обоих сечениях. В разрезе по р. Укенжу гнейсовая полосчатость ориентирована между ЗСЗ-ВЮВ и СЗ-ЮВ и круто падает на запад. Асимметричная складчатость вдоль среднего направления погружения осей складок приблизительно северо-восточная и гораздо менее постоянная, чем складчатость террейна Уфипа. Микроскопически и локально мезоскопически на реликтовые ассоциации гранулитовой фации неравномерно наложены

строения амфиболитовой фации. Геохронологический анализ тоналитовых гнейсов, обнаженных в большей части разреза по р. Укенжу, показывает ранний палеопротерозойский возраст протолитов. Менее выдержанный структурный участок фельзитовых гнейсов р. Укенжу интерпретируется как результат деформаций амфиболитовой фации, наложенных на раннепалеопротерозойские (2100-2025 млн. лет) структуры гранулиговой фации. Строения редких милонитов, ориентированных северо-запада на юго-восток и ассоциирующей с ними минеральной линейности растяжения, не отличаются от пластических строений гнейсов.

Комплексная эволюция большей части мафических террейнов Убенде и Мбо-зи. Убенде и Мбози террейны состоят преимущественно из мафических, локально ультрамафических образований с небольшим количеством прослоев кварцитов и гнейсов. Ориентировка полевых структурных данных свидетельствует о том, что оба Убенде и Мбози мафические террейны, могут иметь схожие участки ранней деформационной эволюции, хорошо сохранившиеся в центральных зонах (с ориентировкой приблизительно 3-В) террейнов. Молодые деформации (Уфипа) более тяготеют к границам, где древние (гранулитовые) строения либо включены, либо перекрываются СЗ структурами (ТЬситвзеп е1 а1., 1996).

Ориентированный в СЗ направлении пластический палеопротерозойский пояс Убенде. Структуры СЗ простирания пояса Убенде в основном постоянны в гранитных и гранодиоритовых террейнах пояса Уфипа. Постоянство субгоризонтальных минеральных строений, осей складок и отсутствие косых и/или направленных по падению минеральных строений является отражением пластического течения (амфиболитовая фация) и ориентированной на СЗ открытой складчатости. Латеральный шеаринг не зависит от возрастания деформации, что подтверждается сжатыми складками СЗ ориентировки с крутыми крыльями в результате транспрессии 1860 млн. лег в конце главной 1950-1850 млн. лег деформационной фазы Убенде. Правосторонний знак смещения является унаследованным от ориентировки древнего линейного строения в мафическом террейне Убенде, особенно с приближением к границе со складчатым в СЗ направлении террейном Уфипа.

5.4.2. Протерозойское левостороннее ключевое разломообразование

Милониты и бластомилониты левостороннего сдвига Характерерный СЗ тренд Убенде подчеркивается милонитами и бластомилонитами, которые преимущественно развиты в трех различных районах палеопротерозойской пластической структуры Убенде: на круто падающих и сжатых крыльях складок, вдоль границ между различными террейнами и вдоль границ между ориентированным в северо-западном направлении пластическим складчатым поясом и смежными образованиями докембрия. Реже они развиваются вдоль ЗСЗ тренда в гранулитовых террейнах. Все эти милониты содержат прекрасные критерии шеаринга для определения знака смещения.

Неопротерозойская левосторонняя транспрессня и позднепротерозойская контракция. Интеграция структурной информации, обеспеченная изучением протерозойских милонитов левостороннего сдвига и деформационных характеристик, проявленных в мезо-протерозойских, неопротерозойских осадках и их фундаменте, подчеркивает контролирующий характер палеопротерозойской структуры на последующую протерозойскую эволюцию. Несмотря на то, что существующий левосдвиговый деформационный механизм может бьпь общим дня всех фельзитовых милонитов, мафические милониты и бластомилониш обнаруживают белее сложную деформацию. Различия в мегаморфичгских параметрах и интенсивности шеаринга левосдвиговых милонитов могут отражать различные деформационные со-бьпия, как следует из их различной формы на севере и юге пояса Убецде. Плоские и обычно СЗ простирания, круто падакядае на севере милониговые толщи, на юге складчатые вдоль осей складок параллельных с ориентированной в СЗ направлении линейностью растяжения. Деформационные структуры в осадках Мбала на западе пояса Убецде и в осадках Укинга-Буанжи на востоке пояса Убецде показывают противоположное надвиганиг (ЗСЗ-ВСВ направлен® деформационных маркеров) под углом к СЗ тренду пояса Убенде, которое ассоциирует с левосторонней транспрессионюй д еформацией. Сами деформа-

щи более интенсивные на кге. Напротив, осадки Укваш деформированы сдвигом и как милониш ош следуют левостороннему ключевому режиму реакгавации разломов пояса Убенде. Деформационные ха-рактерисгаки маломощных мезопротерозойских осадков, таким образом, показывают на левостороннюю транспрессионную реакгавацию пояса Убенде. Позднепротерозойская кошракция неопротерозойской левосторонней трансгрессии получена по локальным сопряженным трещинам, секущим неопротерозойское мшюниговое строение, как это хорошо видно в Мхангази и Уквама

Сшггез ведущей протерозойской неоднородности Между кратонными блоками архейского Танзанийского крагона и Замбия-Заир блока Бангвеулу, имеются раиние палеопрогерозойские (21002025 млн лег) гранулиговые террейны с варьирующими наложенными строениями в пластическом, ам-фиболиговой фации, СЗ простирания, правостороннем латеральном сдвиговом поясе Убенде (1950-1850 млн лег). Ошегам, что ведущая глубоко расположенная (лигосферный или коровый масштаб?) механическая анизотропия находится между обоими палеопротерозойскими структурными положениями и детально природа ранней структуры остается проблематичной. Несмотря на свою сложную эволюцию, мафические гранупиговые террейны локально сохраняют ЗСЗ ориентировку струюур. Круто наклоненные крылья складок, границ ы террейнов (СЗ и ЗСЗ ориентированные) и границы пояса Убенде были селективно реактивированы левосторонним сдвигом, подчеркнутым ретроградными милонигами. Позднее избирательная мжаническая анизотропия в левостороннем ключевом разломе реакшвировала палеопро-терозойский сдвиговый пояс, вдоль которого формировались и деформировались маломощные протерозойские осадочные бассейны. Эти милоншы были расположены в неопротерозойском транспрессион-ном геометрическом участке (реальное течение) Небольшая часть верхнего уровня реального потока была искажена в течение позднепротерозойской конгракционной деформации Ни дая правого пластического сдвига, ни дая повторного ключевого разлома реакгивационных предпосылок расширенного латерального смещения не может бьпъ дано (Theunissen et al, 1996). Неглубокие бассейны с очень слабо ме-таморфизованными мезопрогерозойскими и неопротерозойскими осадками формируются и деформируются вдоль ключевого разлома реакгавизации пояса Убенде. Неопротерозойская левосторонняя транспрессия указывает на то, что СЗ ориентированные милоншы остаются круга наклонными в центральной части и становятся более пологими во внешней части структуры «принудительного течгния». Позднепротерозойское горизонтальное максимальное сжатие было перпендикулярным к региональному тренду шеар зоны только в ЗСЗ ориентированных милоншах становящихся реакшвированными как часть сложного и часто сопряженного трещинообразования.

ЧАСТЬ IIL ТЕКТОНОФИЗИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ДЕФОРМАЦИЙ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ

Для правильной расшифровки механизмов формирования структуры любого сложнодислоци-рованного метаморфического комплекса необход имо восстановление полей тектонических напряжений, термодинамичгских и реологичхких условий протекания деформаций в течение основных этапов его гесгаопрвской истории. Особые трудности возникают при попытках реконструкции картины развития деформационных процессов на самых ранних этапах становления земной коры, в частности в докембрии Внутренняя структура древних, неоднократно метаморфизованных и деформированных комплексов, как известно, обладает целым рядом весьма специфических черт, обусловленных высокой пластичностью толщ особым термодинамическим режимом и длительностью тектонических процессов при ее формировании

Глава 6. НЕКОТОРЫЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ СООТНОШЕНИЙ ПАРАМЕТРОВ СТРУКТУР БУДИНАЖА

Соотношение различных параметров структур будинажа характеризуется определенными закономерностями, которые обусловлены типом и интенсивностью тектонических деформаций, литологией, мощностью и количеством компетентных и некомпетентных прослоев, физическим состоянием пород в процессе будинообразования и другими факторами Нами была проведена статистическая обработка около одной тысячи замеров длины (I) и мощности (/;) будин, развитых в породах различного состава, слагающих Шарыжалгайский выступ Сибирской платформы вдаль побережья оз. Байкал от исго-

ка р. Ангары до ст. Кушук. Получено три вида уравнения регрессии, характеризующих связи между I и h и соответствующих, как показало сравнение этих данных с результатами экспериментальных исследований по воспроизведению структур будинажа (Лучицкий и др., 1967; Громин, 1970; Паталаха, 1970), трем генетическим типам будин: будинажу пластического течения, скалывания и отрыва (Мельников, 1984,1988).

Таким образом, детальное изучение морфологии структур будинажа позволяет сделать ряд выводов, имеющих определенное значение для дальнейшей расшифровки тектонофизичзжих условий формирования внутренней структуры метаморфических комплексов и более обоснованного выделения этапов деформаций

Глава 7. КОЛИЧЕСТВЕННАЯ ОЦЕНКА ИНТЕНСИВНОСТИ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДЕФОРМАЦИЙ ПО СТРУКТУРАМ БУДИНАЖА

Как известно, развигае структур будинажа свидетельствует об условиях растяжения деформируемой толщи. Ранэе предпринимались попытки количественной оценки величины этого растяжения (Кузнецов, 1969; Милее», 1973,1976; Морозов, 1977; Громин, 1978; Мельников, 1983,1988,1990) Расчеты величин растяжения и соответствующего ему сжатия проводились отдельно, только по двум генет-ческим типам структур будинажа - пластичзского течения и скалывания. Для оценки деформации растяжения е [ (%) по будинажу пластического течения использовались преимущественно линзовидаые и зл-липгачзские будины (около 1500 замеров), а сами расчеты проведены по формуле, предложенной В.И. Громиным(1978). Соответствующая деформация сжатия (%) будинируемых горизонтов жестко связана с растяжением и в обоих случаях оценивалась по одной и той же формуле: стъс = (1 + ст}-с)'' -1. Оценка величины деформации растяжения (г^ с )по будинажу скалывания производилась с использованием формулы, предложенной Б.И Кузнецовым (1969). Величины деформаций растяжения и сжатия хотя и варьируют в разных докембрийских террейнах, но всегда сопоставимы три одинаковых параметрах метаморфизма их породных ассоциаций. Наиболее высокое растяжение испытывают будины, образовавшиеся в карбонатных породах, милонитах и неоднократно мегаморфизованных породах. Вероятно то, что структуры будинажа пластического течения могли испытывать повторное, наложенное растяжение, о чем часто свидетельствует наличие обрывков разорванных шеек будин в межбудинных промежутках. Величина деформации сжатия хотя и варьирует в широких пределах, но никогда не превышает 100% значений

Глава 8. НЕКОТОРЫЕ РЕОЛОГИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПОГОД В ПРОЦЕССЕ ДЕФОРМАЦИЙ

Анализ морфшогии будин, как показали наши исследования, дает возможность получил, не -только качественные, но и некоторые количественные реологические характеристики горных пород в момент их будинирования.

8.1. Коэффициент Пуассона

Одним из важных реологических показателей явлжтся кевффицшгг Пуассона (у), который определяется отношением поперечной деформации (е3) к продольной (е^.Исхода из условий несжимаемости среды, установлено, что цри тектонических процессах величина относительного поперечного сжатия не превышает половины относительного растяжения деформируемой толтци: 0 < v< 0,5 (Реология, 1962; Рейшр, 1965 и др.). Следует отметшь, что здесь и далее имеется в виду так называемый пластический коэффициент Пуассона, в отличие от обычно широко употребляемого (классического), относящегося к области чисто упругих деформаций (Жуков, 1954; Реология, 1962; Громин, 1970). Значения коэффициента Пуассона в разных докембрийских террейнах практически одинаковые (рис. 13). Максимальные их значения наблюдаются при формировании будинажа пластического течения в интенсивно мигматизированных, гранигизированных породах или милонитах, а при образовании будинажа скалывания значения этих параметров примерно одинаковые и соответствуют значениям, полученным экспериментально для идеального несжимаемого тела

8.2. Коэффициент бокового распора деформируемых пород

Большое значение при оценках тектонических деформаций имеет коэффициент бокового распора горных пород (у), отражающий их свойства передавал, приложенные к ним активные усилия в поперечном к воздействию этих усилий направлению. Следовательно, он выражает зависимость между нормальными напряжениями, действующими на двух взаимно перпендикулярных площадках, если к одной из них приложена сжимающая сила (Громин, 1970). Величина бокового распора Шарыжалгайского выступа рассчитывалась по формуле ЯД. Ландау и Е.М Лифшипа (1965). Полученные коэффициешы бокового распора метаморфических пород фундамента древних тцитов, в целом, совпадают со значениями у, полученными эксперимапально для некоторых эффузи-вов основного и среднего составов, а также для основных интрузивных образований, которые в большинстве случаев и подвергались будинированию в этих регионах Исходя из полученных коэффициентов и условий протекания тектонических процессов, можно заключил., что в условиях гранулиговой фации метаморфизма деформации приближаются к упруго-вязко-пластичной реологической модели (тело Бингама), а в РТ параметрах амфиболиговой фации - к упруго-вязкой (тело Максвелла).

8.3. Относительное структурное разуплотнение в процессе деформаций (по морфологии мелких складок течения)

Пластические деформации широко распространенные в метаморфических комплексах древних щитов неизбежно вызывают широкомасштабное перераспределение вещества, связанного с вариациями РГ-парамстров метаморфизма в процессе образовш мя различных структурных форм При этом, ведущую роль играет неравномерное распределение давления в простоях образующейся или деформируемой структуры: сброс давления вызывает повышение температуры, усиливает плавление и нагнетание вещества горных пород в область пониженного давления, а его повышение вызывает течение и отток этого вещества в смежные области, туда, где давление ниже. Как известно, процессы деформации, прежде всего, вызывают изменение геометрии и объема деформируемого тела При формировании складок в условиях амфиболиговой и гранулиговой фаций метаморфюма в разных слоях создается варьирующее напряженное состояние. В условиях пластической деформации в районе замка складки создается область пониженного давления, куда отжимается материал, мигрирующий из слоев крыльев складки Э1у область АС. Флаас предложил называть областью относительного структурного разуплотнения субстрата (Флаас, 1998), которую можно количественно оценить по изменению мощности одного и того же слоя в замке и на крыльях. Нами были проведены массовые замеры изменений мощностей слоев в замках и на крыльях мелких складок течения (около 1000 замеров каждого параметра) вдоль разреза Шарыжалгайского выступа фундамента Сибирской платформы по побережью оз. Байкал от истока р. Ангары до ст. Култук Наблюдаются широкие вариации величины относительного структурного разуплотнения в метаморфических комплексах При формировании мглких складок течения нашетанш лейкокраговото материала происходит в их замки, при этом значение разуплотнения не превышает 100% Отток материала из крыльев вряд ли может полностью компенсировать такое разуплотнение. Верояпке всего около 50% вещества, находящегося в настоящее время в раздутых замках складок, сформировалось за счет кристаллизации новообразованного вещества из фтюцдов, мигрирующих в области пониженного давления. Более значительным является локальный отток вещзства из замков в врыло или оба крыла мелкой складки течения. Наиболее вероятно это происходит в образованных ранее мелких складках, в которых происходит повторное перераспределен!« уже существовавшего лейкокраговото пластичного вещества под воздействием нового поля тектонических напряжений Наиболее широкие вариации относительного структурного разуплотнения и связанного с ним перераспределения вещалва наблюдаются на крыльях гранишпкйсовых куполов и в мгжкупольных синформах

Глава 9. ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ И ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ СТРУКТУРНОЙ ЭВОЛЮЦИИ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ДРЕВНИХ ЩИТОВ

В структурной зволющи мггаморфичажих комплексов древних щитсв выделяется тгаь главных деформационных циклев, харакгдявующихся определенным набором малых струюурных ферм, сформировавшихся в условиях пластичгского и хрупко-пласгаческого тсчлтия горных пород Характерной чертой

в пжюгичсской истории зшх комплексов является проявление трех деформационных цикл® в течгние раннах) протерозоя Следует отметить, что раже АII Смелсвым (1996) было также выделено пшь переодев корообразующих процессов в докембрийской эволюции Алдано-Становсго шцга, из которых три про-явипись в раннем протерозое прикшчески в это же время. Впсинг верояпю, что это является общим прогрс-сом в истории геотстическсго развитая раннего докембрия коншнгнгев. Главные (картируемые) стругаур-ные фермы (шшнейные, изомлричные мигмагиг-гжйсовые купола, синфсрмы и лшкйные изоклинали), сформировались в течение четвертого и гетто деформационных нцклов. В пятом деформационном цикле во всех рассмотренных регионах произошла линеаризация раннгй нелинейной склад чатости, большинство крупных нелингйных структурных форм были разорваны, растащены и частично или почта пспносшо уничтожены в результате активных сдвиговых смещений по зонам разлошв. В процгссе линеаризации была создана новая система преимуществен! ю присдвиговых линейных изоклиналей различного масштаба

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Несмотря на то, что проблемы вяцрственного состава, геохронологии, происхождения и эволюции раннедокембрийской земной коры акшвно исследуются отечествен! п>ми и зарубежными учеными на протяжении нескольких десятилетий, они до сих пор являются предметом острых дискуссий. Среди множества спорных вопросов докембрийской геологии, безусловно, особое значение имеют про блемы стратиграфического расчлешния, изотопного датирования основных возрастных рубежей формирования и метаморфизма наиболее древних образований, пегролого-геохимическое изучение основных структурно-вещественных комплексов, проведение их типизации, выявления условий и последовательности становления и генетической природы комплексов на раннедокембрийских этапах их развитая. Это необходимо д ля проведения разнообразных палеореконструкиий, установления соотношений между разными континентами, определения структурно-вещественных особенностей континентальных окраин в разное время. Завершая рассмотрение структурной эволюции метаморфических комплексов фундамента дрэних тцитов можно суммировать полученные результаты в нижеследующих выводах;

• Для метаморфических комшексов всех древних щитов характерно относительно широкое распространение в разрезах (в различных сочетаниях) нескольких породных ассоциаций: 1) гипер-сгенсодержащих плагаогнейсов и кристаллических шанцев, чередующихся с разнообразными (амфиболовыми, бшгиговыми и др.) гнейсами, в разной степени мигматизированными; 2) обширных полей эндербигов, чарнокигов гранигогнейсов и других гранигоидов; 3) присутствие горизонтов (в разных сочетаниях, но всегда в подчиненных количествах) высокоглиноземистых пород, кварцитов, железистых кварцитов, с ограниченным распространением карбонатных пластов. Во всех этих породных ассоциациях встречаются мелкие тела, линзы, будины основных и ультраосновных пород Контакты между структурно-вещественными комплексами, в большинстве случаев, тектонические. Все основные ассоциации пород регионально неоднократно мета-морфизованы в условиях не ниже амфиболиговой фации, за исключением зеленокаменных структур и линеаменптых зон, где установлен зональный метаморфизм, в том числе и более низких ступеней.

• В структурной эволюции метаморфических комплексов древних щишв выделяется пять главных деформационных циклов, характеризующихся определенным набором малых структурных форм, сформировавшихся в условиях пластического и хрупко-пластического течении горных пород В течение первых трех тектонических циклов формировался основной гнейсово-мигматиговый структурно-вещественный комплекс. Картируемые структурные формы (нелинейные, изометричные купола, синформы и линейные изоклинали), сформировались в течение четвертого и пятого деформационных циклов. В пятом деформационном цикле во всех рассмотренных регионах произошла линеаризация ранней нелинейной складчатости, большинство крупных нелинейных структурных форм были разорваны, растащены и почта полностью уничтожены в результате активных сдвиговых смещений по зонам разломов.

странение. Зоны сдвигового течения развты во всех докембрийских образованиях, играют большую роль в переработке фундамента и, как структуры длительного развитая, как правило, контролируют последующее струкгурообразование, как в самих зонах, так и на смежных территориях не только в докембрии, но и в фанерозое. Они являются зонами высоких деформаций (шеар зонами), приводящих к развгаию характерных строений и ассоциаций минералов, которые отражают Р-Т параметры, тип течения, знак смещения, деформационную историю и шеар зоны, таким образом, относятся к важным источникам геологической информации.

• Статистическая обработка показала, что существует тесная взаимосвязь между параметрами бу-динажа, механизмом их образования, термодшимическими условиями деформаций и реологическими свойствами пород Морфология будин определяется главным образом Р-Т- условиями тектонических деформаций, реологическими свойствами горных пород в момент их будиниро-вания и в меньшей степени их литологией. Образование будинажа происходило после основных фаз складчатости, создающих дополнительную контрастность в компетентности толщи; об этом, в частности, свидетельствует наличие внутри будин замков складок и частое будинирова-ние их крыльев. Региональное развшие будшижа пластического течения и его морфологические особенности позволяют предположил., что он образовался на первом этапе куполообразо-вания, в условиях гранулитовой фации метаморфизма Будшшж скалывания и отрыва связан, вероятно, с купольной тектоникой этапа диафгореза и гранитизации (Мельников, 1983, 1984).

• В условиях пластического течения ведущую роль при деформациях играет не литология пород, а их реатопяеские свойства, во многом определяемые Р-Т1 параметрами метаморфизма.

Основные работы, опубликованные по теме диссертации

Монографии в соавторстве

1. Ескин A.C., Эз В.В., Грабкин О.В., Летников Ф.А., Мельников А.И., Морозов Ю.А.,ШкандрийБ.О. Корреляция эндогенных процессов в метаморфических комплексах докембрия Прибайкалья. - Новосибирск: Наука, 1979. - 118 с.

2. Грабкин О.В., Мельников А.И. Структура фундамента Сибирской платформы в зоне краевого шва (на примере Шарыжалгайского блока). - Новосибирск: Наука, 1980. - 95 с.

3. Замараев С.М., Грабкин О.В., Мазукабзов A.M., Лащенов В.А. Мельников А.И. Геология и сейсмичность зоны БАМ. Структурно-вещественные комплексы и тектоника. -Новосибирск: Наука, 1983. - 189 с.

4. Гранулитовые комплексы нижней коры континентов НОМ. Розен - редактор. -М.: ВИЭМС, 1991. Деп. 3519-В91. -96 с.

5. Атлас Байкала //Г.И. Галазий - главный редактор. - М: ФС геодезии и картографии России, 1993.-159 с.

6. Скляров Е.В., Мазукабзов A.M., Мельников А.И. Комплексы метаморфических ядер Кордильерского типа,- Новосибирск: НПЦ ОИГГМ, 1997. - 182 с.

7. Мельников А.И., Васильев Е.П., Резницкий Л.З., Сизых А.И., Бараш И.Г. Методы структурного анализа полиметаморфических комплексов. - М.: Интермет Инжиниринг, 2001.- 159 с.

8. Имаев B.C., Трофименко C.B., Гриб H.H., Имаева Л.П., Козьмин Б.М., Мельников А.И., Никитин В.М., Статива A.C. Разломная тектоника и геодинамика в моделях оча-

говых зон сильных землетрясений Южной Якутии. - Томск: Изд-во Томского политех, института, 2007. - 273 с.

Статьи в журналах и сборниках

1. Грабкин О.В., Мельников А.И. Разрывные нарушения юго-восточной части Шарыжалгайского блока и их взаимоотношения со складчатой структурой //Механизмы формирования тектонических структур Восточной Сибири. - Новосибирск: Наука, 1977. -С. 72-76.

2. Грабкин О.В., Мельников А.И., Наумов В.А. Структурная позиция и некоторые особенности строения и развития Шарыжалгайского блока (Юго-Восточное Присаянье) //Проблемы тектоники земной коры. - Иркутск: Изд-во ИГУ, 1976. - Вып.2. - С. 125-136.

3. Брандт С.Б., Грабкин О.В., Лепин B.C., Мельников А.И. и др. К геохронологии западной части Алданского гцита //Советская геология. - 1981 - № 3. - С. 58-67.

4. Мельников AM. О связи деформаций с гранигообразованием в докембрии Удоканского хребта //Корреляция эндогенных процессов Сибирской платформы и ее обрамления - Новосибирск Наука, 1982.-С. 27-31.

5. Мельников А. И. Нжстпрле закономерности соогасшгний параметров структур будинажа //Эксперимент и моделирование в геологических исследованиях Новосибирск ИГиГ СО АН СССР, 1984. -С. 132-140.

6. Лобачевский И.В., Мельников А.И. Структура фундамента Ангаро-Окинского Присаянья по геолого-геофизическим данным //Советская геология. - 1985 - № 5. - С. 36-45.

7. Lepin V.S., Melnikov A.L, Petrov A.F., Brandt S.B. Geochronological studies on the Anabar Shield //Sovet-Japanese symposium on isotope Geology. - Moscow: IG, 1987. - P. 45-50.

8. Lepin V.S., Melnikov A.L, Solodyankina V.N., Kolosnicyna T.I. Brandt S.B., Oxs-man V.S., Petrov A.F. On most ancient geologic events on the Anabar Shield // In: Fourth Working Meeting "Isotopes in Nature". Proceedings. Part П. - Leipzig: DDR, 1987. - P. 26-38.

9. Мельников А.И., Лепин B.C., Солодянкина B.H., Колосницина Т.И., Брандт С.Б., Оксман B.C., Петров А.Ф. Ранние этапы эволюции земной коры Анабарского щита //Доклады АН СССР. - 1988. - Т. 300, № 5. - С. 621-625.

10. Мельников Л.И. Текгонофизические особенности деформаций в различных условиях метаморфизма //Метаморфические образования докембрия Восточной Сибири - Новосибирск: Наука,

1988.-С. 80-90.

11. Мельников А.И. Зоны пластических сдвигов в докембрии Анабарского гцита //Тектоника и минеральные ресурсы докембрия Сибири и Дальнего Востока (тез. докл.) - Иркутск: ИЗК СО АН СССР, 1988.-С. 74-76.

12. Мельников АИ. Основные этапы структурной эволюции шарыжалгайского комплекса в раннем докембрии //Структурные исследования в областях раннего докембрия - Ленинград: Наука,

1989.-С. 244-253.

13. Васильев Е.П., Мельников А.И., Николаев В.Г. Строение и развитие Байкальской зоны //Geologica Balcanica. - Sofia. - 1989. - V. 9.5. - С. 15-24.

14. Мельников А.И., Лепин B.C., Брандт С.Б., Петров А.Ф. Рубидий-стронциевый изохронный возраст докембрийских образований Анабарского щита //Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. - Л.: Наука, 1990. - С. 146-153.

15. Мельников АИ. Строение и эволюция докембрийских линеаментных зон Анабарского щита //Структура линеаментных зон стресс-метаморфизма. - Новосибирск: Наука, 1990.-С. 107-121.

16. Melnikov A.I., Lepin, V.S., Solodyankina, V.N., Brandt, S.B. Rb-Sr isochron age of Quartzite-gneisses from the supracomplex of the Anabar Shield //Fifth Working Meeting "Isotope in Nature" Proceedings. - Leipzig. - 1990. - Part 1. - P. 27-33.

17. Theunissen К., Melnikov A, Sklyarov E., Mazukabzov A., Mruma A. The Primors-kiy dislocation zone in the basement of the Cenozoic Baikal rift (Russia) //Mus. Roy. Afr. Center. -Tervuren (Bel): Dept. Geol. Min.,Rapp. ann. 1991-1992. - 1993. - P. 137-151.

IB. Мельников АИ Структурные парагенезисы метаморфических комплексов Анабарского щита //Структурный анализ кристаллических комплексов (тез. докл. III Всесоюзн. школы). - Иркутск: ИЗК СО РАН, 1992. - С. 105-108.

19. Melnikov A, Mazukabzov A, Sklyarov Е., Vasiliev Е. Baikal rift basement structure and tectonic evolution //BulL Centres Rech. Explor. - Boussens, Fiance: Prod Elf Aquitane, 1994. - V. 18, № 1. - P. 99122.

20. Delvaux D., Moeys R., Stapel G., Melnikov A., Ermikov V. Paleostress reconstruction and geodynamics of the Baikal region, Central Asia, Part 1. Paleozoic and Mesozoic pre-rift evolution //Tectonophysics. - 1995. -V. 252. - P. 61-101.

21. Скляров ЕВ., Мельников АИ, Тениссен К и др. Высокобарический метаморфизм пояса Убенде (Танзания) //Земная кора -1996 (материалы научной сессии). - Иркутск: ИЗК СО РАН, 1996. -С. 59-61.

22. Sklyarov E.V., Melnikov AI, Theunissen К, Kleria J., Miuma A Lower Proterozoic high-pressure metamorphism of the Ubende belt //Abstracts of the 30th Intern. Geol. Congr. - Beijing, 4-14 August 19%.-V. 1. -P.254.

23. Васильев Е.П., Резницкий JI.3., Мельников А.И, Бараш И.Г. Тектонофизиче-ские исследования метаморфизма - синтез петрологии и структурной геологии //Науки о Земле на пороге XXI века: новые идеи, подходы, решения. М., Издательство «Научный мир», 1997.-С. 36.

24. Theunissen К, Klerkx J., Melnikov A, Mruma A Mechanisms of rift faulting in the western branch of the East African Rift, Tanzania //Tectonics. -1996. -V. 15, №.4.-P. 776-790.

25. Sklyarov E. V., Theunissen K, Melnikov A, Kleikx J., Gladkotchub DP., Mruma A Palcoprote-rozoic eclogites and gamet pyroxenites of the Ubende belt (Tanzania) //Schweiz. Mineral., Petrog. Mitt. -1998. -V. 78.-P. 257-271.

26. Boven A., Theunissen K., Sklyarov E., Klerkx J., Melnikov A. et al. Timing of Exhumation of High- Pressure Mafic Granulite Terranes of the Paleoproterozoic Ubende Belt (West Tanzania)//Precambrian Research. - 1999. - V. 93, Issue 1. - P. 119-137.

27. Егоров K.H., Меныпагин Ю.В. Мельников АИ. Специфика процессов серпен-тинизациии раннедокембрийских железистых ультрабазитов гранулиг-гнейсовых областей юга Сибирской платформы //Записки ВМО. - 2000. - Ч. CXXIX, № 6. - С. 21-27.

28. Кирнозова Т.И, Левицкий В.И, Мельников АИ., Резницкий ЯЗ., Козаков ИК, Макаров В А, Бибикова Е.В. U-Pb возраст гранигоидов саянского комплекса Еирюсинской глыбы //Изотопное да-пфованиг геологических процессов: новые методы и результаты -М: ГЕОС, 2000. - С. 178-180.

29. Травин А.В., Бовен А., Плотников А.В., Владимиров В.Г., Тениссен К., Мельников АИ. и др. 40Аг/39Аг датирование пластических деформаций в Иртышской сдвиговой зоне (ВосточныйКазахстан)//Геохимия.-2001. -№ 12. -С. 1347-1351.

30. Левицкий В.И., Мельников АИ, Сандимирова Г.П. Корреляция эндогенных процессов в докембрийских комплексах Юго-Восточного Присаянья //Геодинамические режимы формирования Центрально-азиатского складчатого пояса. - М.: Интермет Инжиниринг, 2001. - С. 177-213.

31. Левицкий В.И., Мельников А.И., Резницкий Л.З., Бибикова Е.В. и др. Посткинематические раннепротерозойские гранитоиды юго-западной части Сибирской платформы //Геология и геофизика. - 2002. - Т. 43, № 8. - С. 717-732.

32. Левицкий В.И., Мельников А.И, Резницкий Л.З. и др. Присаянский краевой выступ фундамента Сибирской платформы (новые изотопно-геохронологические и петроло-го-геохимические данные) //Геодинамическая эволюция литосферы Центр.-Азиатского подвижного пояса: от океана к континенту. - Иркутск: Изд-во Института географии СО РАН, 2003.-С.147-150.

33. Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Левицкий В.И., Резницкий Л.З., Ковач В.П., Яковлева С.З., Мельников А.И. и др. Возрастные рубежи высокотемпературного метаморфизма в кристаллических комплексах Шарыжалгайского выступа фундамента Сибирской платформы: результаты U-Pb датирования единичных зерен циркона //Материалы II Российской конференции по изотопной геохронологии. - Санкт-Петербург: ШТД РАН, 2003. - С. 453455.

34. Левицкий В.И., Резницкий Л.З., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Яковлева С.З., Ковач В.П., Плоткина Ю.В., Бараш И.Г., Мельников А.И. Возраст апокарбонатных метасо-матитов шарыжалгайской серии (Юго-Западное Прибайкалье) //Материалы П Российской конференции по изотопной геохронологии. - Санкт-Петербург: ИГГД РАН, 2003. - С. 275277.

35. Левицкий В.И., Резницкий Л.З., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Ковач В.П., Козаков И.К., Бараш И.Г., Абрамович А.Г., Мельников А.И. Возраст и геохимические особенности посткинематических гранитоидов юга Сибири //Материалы П Российской конференции по изотопной геохронологии. - Санкт-Петербург: ИГГД РАН, 2003. - С. 278-281.

36. Левицкий В.И., Сандимирова Г.П., Бибикова Е.В., Резницкий Л.З., Мельников А.И, Пахольченко Ю.А. Возрастные рубежи петрогенезиса в древнейших комплексах юго-восточного Присаянья //Материалы П Российской конференции по изотопной геохронологии. - Санкт-Петербург: ИГГД РАН, 2003. - С. 281-284.

37. Левицкий В.И, Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Резницкий Л.З., Бараш И.Г., Яковлева С.З., Ковач В.П., Мельников А.И., Плоткина Ю.В. Возраст формирования апокарбонатных метасоматитов Шарыжалгайского выступа фундамента Сибирской платформы (Юго-Западное Прибайкалье): U-Pb данные по бадделеиту и циркону //Докл. РАН. - 2004. -Т.399, № 5. - С. 650-654.

38. Левицкий В.И., Резницкий Л.З., Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Ковач В.П., Мельников А.И., Бараш И.Г. Архейские комплексы Присаянского краевого выступа фундамента Сибирской платформы (геохронология, эволюция, геодинамика) //Геология и геодинамика архея. Материалы I Российской конференции по проблемам геологии и геодинамики докембрия. - Санкт-Петербург: ИГГД РАН, 2005. - С. 126-131.

39. Левицкий В.И., Резницкий Л.З., Мельников А.И., и др. Докембрийская эволюция метаморфизма и магматизма в Присаянском краевом выступе фундамента Сибирской платформы //Междунар. петрограф, совещ. «Петрография XXI века». Эволюция петрогенеза и дифференциация вещества Земли. - Апатиты: Изд. КФ РАН, 2005. - Т. 1. - С. 126-129.

40. Сальникова Е.Б., Котов А.Б., Левицкий В.И., Резницкий Л.З., Мельников А.И., Козаков И.К., Ковач В.П., Бараш И.Г., Яковлева С.З. Возрастные рубежи проявления высокотемпературного метаморфизма в кристаллических комплексах Иркутного блока Шарыжалгайского выступа фундамента Сибирской платформы: результаты U-Pb датирования единичных зерен циркона //Стратиграфия. Геологическая корреляция. - 2007. - Т. 15, № 4. -С. 3-19.

Подписано к печати 15 сентября 2008 г. Формат 60x84/16. Бумага офсетная №1. Гарнитура Тайме. Печать Riso. Усл. печ. л. 2.0. Тираж 120 экз. Заказ 603. Отпечатано в типографии Института земной коры СО РАН. 664033, г. Иркутск, ул. Лермонтова, 128.

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Мельников, Александр Иванович

ВВЕДЕНИЕ.

ЧАСТЬ 1. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ

МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ДРЕВНИХ ЩИТОВ.

Глава 1. ГЛАВНЫЕ ПРИНЦИПЫ СТРУКТУРНОГО АНАЛИЗА МЕТАМОРФИЧЕСКИХ

КОМПЛЕКСОВ.

Глава 2. ОСОБЕННОСТИ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ ДРЕВНИХ ЩИТОВ.

2.1. Шарыжалгайский выступ.

2.2. Анабарский щит.

2.3. Восточно-Антарктический щит.

2.4. Юго-Западное обрамление Танзанийского кратона.

ЧАСТЬ II. СТРУКТУРНАЯ ЭВОЛЮЦИЯ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ

Глава 3. МАЛЫЕ СТРУКТУРНЫЕ ФОРМЫ, ИСПОЛЬЗУЕМЫЕ ДЛЯ РАСШИФРОВКИ

И АНАЛИЗА ВНУТРЕННЕЙ СТРУКТУРЫ.

3.1. Сланцеватость и полосчатость.

3.2. Линейность.

3.2.1. Положение линейности в эллипсоиде деформации.

3.2.2. Соотношение линейности и складок.

3.3. Структуры будинажа.

3.4. Мелкие складки.

Глава 4. СКЛАДЧАТАЯ СТРУКТУРА МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ДРЕВНИХ ЩИТОВ.

4.1. Шарыжалгайский выступ.

4.1.1. Детальный структурно-геологический разрез Шарыжалгайского выступа на побережье оз. Байкал.

4.1.2. Общая последовательность складчатых деформаций выступа.

4.1.3. Основные складчатые структуры Шарыжалгайского выступа.

4.2. Анабарский щит.

4.2.1. Общая последовательность складчатых деформаций.

4.2.2. Основные складчатые структуры Анабарского щита.

4.3. Восточно-Антарктический щит (платформа Элс).

4.3.1. Общая последовательность складчатых деформаций.

4.3.2. Основные складчатые структуры платформы Элс.

Глава 5. ЗОНЫ СДВИГОВОГО ТЕЧЕНИЯ ГОРНЫХ ПОРОД (ШЕАР ЗОНЫ).

5.1. Пластические шеар зоны.

5.2. Классификация пластических шеар зон.

5.3. Пластические шеар зоны Анабарского щита.

5.4. Сдвиговый пояс Убенде.:.

5.4.1. Палеопротерозойский пластический сдвиговый пояс Убенде.

5.4.2. Протерозойское левостороннее ключевое разломообразование.

ЧАСТЬ Ш. ТЕКТОНОФИЗИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ДЕФОРМАЦИЙ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ.

Глава 6. ЗАКОНОМЕРНОСТИ ВЗАИМОСВЯЗЕЙ ПАРАМЕТРОВ МАЛЫХ СТРУКТУРНЫХ ФОРМ.

Глава 7. КОЛИЧЕСТВЕННАЯ ОЦЕНКА ИНТЕНСИВНОСТИ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДЕФОРМАЦИЙ ПО СТРУКТУРАМ БУДИНАЖА.

Глава 8. НЕКОТОРЫЕ РЕОЛОГИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА ПОРОД В ПРОЦЕССЕ ДЕФОРМАЦИЙ.

8.1. Коэффициент Пуассона.'.

8.2. Коэффициент бокового распора деформируемых пород.

8.3. Относительное структурное разуплотнение в процессе деформаций.

Глава 9. ОБЩИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ И ОСНОВНЫЕ ЭТАПЫ СТРУКТУРНОЙ ЭВОЛЮЦИИ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ КОМПЛЕКСОВ ДРЕВНИХ ЩИТОВ.

9.1. Шарыжалгайский выступ.

9.2. Анабарский щит.

9.3. Платформа Элс.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Структурная эволюция метаморфических комплексов древних щитов"

Актуальность работы. Проблема внутреннего строения неоднократно метаморфи-зованных и сложнодислоцированных комплексов, слагающих фундаменты древних щитов, в течение уже многих десятилетий постоянно привлекает пристальное внимание исследователей разных специализаций. Это связано с тем, что расширение и углубление наших знаний о строении и особенностях эволюции древнейших образований дает нам определенный ключ к пониманию общих закономерностей становления континентальной земной коры нашей планеты, создает более реальную основу, необходимую для дальнейших палеогео-динамических и кинематических реконструкций. Несмотря на огромные успехи, достигнутые в изучении геологии и тектоники докембрия, особенно в прошедшее десятилетие, все еще остается целый ряд дискуссионных моментов, касающихся внутренней структурной организации, петрологии, геохронологии, металлогении, последовательности, механизмов, тектонофизических условий деформаций и первичной природы комплексов, сформировавшихся в этот самый длительный и загадочный период в истории развития Земли. Строение фундаментов древних платформ в настоящее время изучается в нескольких аспектах: раскрытие специфики стиля складчатых и разрывных дислокаций раннедокембрийских толщ, их связей с метаморфизмом и металлогенической специализацией породных ассоциаций, выяснение типов и механизмов структурообразования, их тектонофизических условий, структурно-метаморфических и других эндогенных трансформаций; реконструкция первичной природы вещественных комплексов и геодинамических обстановок докембрия с целью создания наиболее приемлемых и менее противоречивых моделей формирования континентальной земной коры в раннедокембрийской геологической истории Земли.

В этой связи, предпринятый в работе синтез геологических, изотопно-геохронологических и структурных данных, полученных диссертантом в процессе многолетнего изучения докембрийских кристаллических комплексов Сибирской платформы и других регионов, представляется вполне актуальной задачей, позволяющей получить дополнительные факты для решения дискуссионных вопросов метаморфической геологии и тектоники.

Цель и задачи исследований. Основной целью выполненных исследований было региональное обобщение и систематизация собственных и опубликованных геологических, геохронологических, петрологических, тектонических данных и реконструкция структурной эволюции метаморфических комплексов докембрийского кристаллического фундамента Сибирской, Восточно-Антарктической платформ, южного обрамления Танзанийского кратона и других регионов. Для достижения этих целей решался следующий ряд самостоятельных задам:

3. Реконструкция возможных условий деформаций при структурообразовании, реологических свойств пород и величин тектонических деформаций на основе анализа морфологии естественных тензодатчиков - структур будинажа и мелких складок.

Фактический материал и методы исследований. В основу работы положены собственные материалы автора, полученные в процессе многолетних (1969-2007 гг.) структурно-геологических исследований докембрийских метаморфических комплексов Сибирской платформы (Шарыжалгайский выступ, Анабарский и Алданский щиты), Балтийского и Восточно-Антарктического щитов (в сезонном составе 35 Советской Антарктической Экспедиции), южного обрамления Танзанийского кратона (в рамках российско-бельгийского проекта "CASIMIR", INTAS-134) и других регионов. Кроме собственных наблюдений в работе широко используются результаты государственного средне- и крупномасштабного геологического картирования ПГО "Мингео СССР", тематических экспедиций отраслевых и академических НИИ, а также литературные данные из многочисленных отечественных и зарубежных источников. Работа выполнена как традиционными методами структурного анализа метаморфических комплексов, так и с использованием специальных методик для количественной оценки величин тектонических деформаций и реконструкций полей палеонапряжений, разработанных отечественными и зарубежными геологами.

Научная новизна. Научная новизна диссертационной работы определяется следующим:

- установлен и датирован наиболее древний комплекс пород фундамента Сибирской платформы;

- рассмотрена роль процессов шеаринга в структурных преобразованиях докембрий-ских метаморфических комплексов и проведена их классификация;

1. В метаморфических структурно-вещественных комплексах раннего докембрия древних щитов фундамента Сибирской платформы, Восточно-Антарктической платформы наиболее ранние деформации наблюдаются в двупироксен-роговообман-ковых плагиокристаллических сланцах, которые вероятно относятся к древнейшим формациям Земли и реликтам ранней, базитовой протокоры, переработанной последующими эндогенными процессами.

3. Ведущим процессом переработки ранних нелинейных структур является вязкое, сдвиговое течение горных пород (шеаринг), которое обычно имеет площадное, зональное, линейное или рассеянное распространение. Зоны сдвигового течения-раз-виты во всех докембрийских образованиях, играют большую роль в переработке фундамента и контролируют последующее структурообразование, в самих зонах и на смежных территориях в докембрии и фанерозое. Они приводят к развитию характерных структур и ассоциаций минералов, которые отражают Р-Т параметры, тип течения, знак смещения, деформационную историю и, таким образом, относятся к важным источникам геологической информации.

4. Установлена тесная взаимосвязь между параметрами мелких складок и структур будинажа, их генетическими типами, реологическими свойствами пород и интенсивностью тектонических деформаций, что позволяет их использовать для реконструкции тектонофизических условий в период деформирования толщ. В условиях пластического течения ведущую роль при деформациях играют реологические свойства во многом определяемые литологией горных пород и Р-Т параметрами метаморфизма.

Практическая значимость и реализация результатов. Результаты проведенных исследований могут быть использованы при разработке легенд для геологических карт масштаба 1: 200 ООО и 1:50000 областей, сложенных докембрийскими метаморфическими комплексами, а также в качестве структурной основы при поисках месторождений полезных ископаемых в этих регионах. Качественные и количественные характеристики величин тектонических деформаций и реологических свойств пород могут быть использованы для тектонофизического моделирования тектонических процессов, при геодинамических и па-линспастических реконструкциях. Составленные автором структурно-геологические карты Шарыжалгайского выступа, Анабарского щита и платформы Элс (В.Антарктида) использованы для разработки темы "Минерагения докембрия" ВНИИГЕОЛНЕРУД Мингео СССР, г. Казань, для интерпретации геофизических материалов геофизическими экспедициями № 2 и № 3 ПО "Иргутскгеофизика" Мингео РСФСР и ПГО "Красноярскгеология", при проведении крупномасштабной геологической съемки, геолого-съемочной экспедицией ПГО "Ир-кутскгеология" и антарктической партией Полярной морской геологоразведочной экспедиции ПГО "Севморгео" Мингео СССР. Структурно-геологические материалы автора по западной части Алданского щита использованы при проектировании Чаро-Тындинского отрезка Байкало-Амурской железнодорожной магистрали Дирекцией строительства БАМ. Карты по геологическому и тектоническому строению юга Восточной Сибири включены в новое издание "атласа Байкала", атласа Забайкалья и атласа «озеро Байкал».

Публикации и апробация работы. По теме диссертации опубликовано лично и в соавторстве более 140 работ, включая 8 коллективных монографий. Основные результаты исследований обсуждались на более чем тридцати международных, всесоюзных и региональных симпозиумах, совещаниях и конференциях. На Международных симпозиумах: "Геология гранулитов" (Иркутск, 1981), полевых экскурсиях 27 Международного Геологического Конгресса (Иркутск, 1984), Советско-японском симпозиуме по изотопной геологии (Иркутск, 1987), "Геохимия протерозоя" (Лунд, Швеция, 1987), Эволюция метаморфических поясов" (Дублин, Ирландия, 1987), "Докембрийские гранитоиды" (Хельсинки, Финляндия, 1989), УП Конгрессе Европейского Союза Геологов (Страсбург, Франция), XXX -МГК (Китай, Пекин), Международных рабочих совещаниях "Изотопы в природе" (Лейпциг, ГДР, 1979, 1986, 1989 и Фрайберг, 1985), Международной полевой конференции на Ана-барском щите (1990) и других; на Всесоюзных совещаниях "Современные тектонические концепции и региональная тектоника Востока СССР" (Якутск, 1980), "Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудообразование" (Винница, 1982), "Докембрийские троговые структуры Байкало-Амурского региона и их металлогения" (Новосибирск, 1983), "Грани-тогнейсовые купола" (Иркутск, 1983), "Эксперимент и моделирование в геологических процессах" (Новосибирск, 1984), "УП Всесоюзное петрографическое совещание" (Новосибирск, 1986), "Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления" (Иркутск, 1987), "Сдвиговые тектонические нарушения и их роль в образовании месторождений полезных ископаемых" (Ленинград, 1988), "Эндогенные процессы в зонах глубинных разломов" (Иркутск, 1989), "Общие вопросы расчленения докембрия СССР" (Уфа, 1990), "Тектонофизические аспекты разломообразования в литосфере" (Иркутск, 1990), I, Ш и IV Всесоюзных школах "Структурный анализ кристаллических комплексов», Москва, 1988; Киев, 1990 и Иркутск, 1992), "Изотопное датирование геологических процессов: новые методы и результаты" (Москва, 2000), "П Российской конференции по изотопной геохронологии" (Санкт-Петербург, 2003) и других.

Объем работы. Диссертация состоит из введения, девяти глав, заключения и списка использованной литературы (388 наименований). Для удобства обоснования защищаемых положения главы объединены в три части. Общий объем работы составляет 391 страница, в том числе 178 рисунков и 13 таблиц.

Заключение Диссертация по теме "Геотектоника и геодинамика", Мельников, Александр Иванович

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Несмотря на то, что проблемы вещественного состава, геохронологии, происхождения и эволюции раннедокембрийской земной коры активно исследуются отечественными и зарубежными учеными на протяжении нескольких десятилетий, они до сих пор являются предметом острых дискуссий (Салоп, 1973, 1982; Моралев, 1986; Борукаев, 1985; Глухов-ский, 1996; Глебовицкий, 1993; Глебовицкий, Шемякин, 1995; Глебовицкий и др., 1994; Доб-рецов, Кирдяшкин, 1994, Добрецов и др., 2001; Казаков, 1995; Хаин, 1984, 1985, 2001; Хаин, Божко, 1988; Kroner, 1981, 1983, 1985; Condie, 1989, 1991, 1998; Резанов, 2002; Розен и др., 2006 и многие другие). Среди множества спорных вопросов докембрийской геологии, безусловно, особое значение имеют проблемы стратиграфического расчленения, изотопного датирования основных возрастных рубежей формирования и метаморфизма наиболее древних образований, петролого-геохимическое изучение основных структурно-вещественных комплексов, проведение их типизации, выявления условий и последовательности становления и генетической природы комплексов на раннедокембрийских этапах их развития. Это необходимо для проведения разнообразных палеореконструкций, установления соотношений между разными континентами, определения структурно-вещественных особенностей континентальных окраин в разное время. Завершая рассмотрение структурной эволюции метаморфических комплексов фундамента древних щитов можно суммировать полученные результаты в нижеследующих выводах:

• Для метаморфических комплексов практически всех древних щитов характерно относительно широкое распространение в разрезах (в различных сочетаниях) нескольких породных ассоциаций: 1) гиперстенсодержащих плагиогнейсов и кристаллических сланцев, чередующихся с разнообразными (амфиболовыми, биотитовыми и др.) гнейсами, в разной степени мигматизированными; 2) обширных полей эндербитов, чарно-китов гранитогнейсов и других гранитоидов; 3) присутствие горизонтов (также в разных сочетаниях, но практически всегда в подчиненных количествах) высокоглиноземистых пород (силлиманитовых, гранатовых, кордиеритовых и т.п.), кварцитов, железистых кварцитов, с ограниченным распространением карбонатных пластов. Во всех этих породных ассоциациях встречаются мелкие тела, линзы, будины основных и ультраосновных пород. Контакты между структурно-вещественными комплексами, в большинстве случаев, тектонические. До сих пор, нет сколь-нибудь убедительных доказательств существования между ними нормальных (стратиграфических) резких перерывов и несогласий (кроме метаморфической зональности). Все основные ассоциации пород регионально неоднократно метаморфизованы в условиях не ниже амфибо-литовой фации, за исключением зеленокаменных структур и линеаментных зон стресс-метаморфизма (шеар зон), где установлен зональный метаморфизм, в том числе и более низких ступеней.

• В структурной эволюции метаморфических комплексов древних щитов выделяется от пять главных деформационных циклов, характеризующихся определенным набором малых структурных форм, сформировавшихся в условиях пластического и хрупко-пластического течения горных пород. В течение первых трех тектонических циклов формировался основной гнейсово-мигматитовый структурно-вещественный комплекс. Главные (картируемые) структурные формы (нелинейные, изометричные мигматит-гнейсовые купола, синформы и линейные изоклинали), сформировались в течение четвертого и пятого деформационных циклов. В пятом деформационном цикле во всех рассмотренных регионах произошла линеаризация ранней нелинейной складчатости, большинство крупных нелинейных структурных форм были разорваны, растащены и почти полностью уничтожены в результате активных сдвиговых смещений по зонам разломов. В процессе линеаризации была создана новая система преимущественно присдвиговых линейных изоклиналей различного масштаба. Характерной чертой в геологической истории этих комплексов является проявление трех деформационных циклов в течение раннего протерозоя.

• Ведущим процессом переработки ранних нелинейных структур является вязкое, сдвиговое течение горных пород (шеаринг) в условиях левосторонней или правосторонней латеральной транспрессии, которое обычно имеет площадное, зональное, линейное или рассеянное распространение. Зоны сдвигового течения развиты во всех докем-брийских образованиях, играют большую роль в переработке фундамента и, как структуры длительного развития, как правило, контролируют последующее структу-рообразование, как в самих зонах, так и на смежных территориях в докембрии и фа-нерозое. Они являются зонами высоких деформаций (шеар зонами), приводящих к развитию характерных строений и ассоциаций минералов, которые отражают Р-Т параметры, тип течения, знак смещения, деформационную историю и шеар зоны, таким образом, относятся к важным источникам геологической информации. В вертикальном разрезе шеар зон выделяются домены (сверху вниз) хрупкого разрушения, хрупко-пластического и пластического течения, которые в реальной геологической обстановке часто совмещены на одном структурном уровне. Глубина перехода между преобладающим хрупким и пластическим режимом зависит от многих факторов, таких как скорость относительной деформации, геотермальный градиент, размер зерен, лито-тип, давление флюида, ориентировка поля напряжений и предшествующее строение. Главная Анабарская хрупко-пластическая шеар зона является уникальной структурой (возможно межтеррейновой границей), а наличие в ней большого объема псевдотахил-литов позволяет предположить, что на Анабарском щите произошла глобальная природная катастрофа, судя по косвенным данным на рубеже палео-'и неопротерозоя, которая требует детального изучения и своей геодинамической интерпретации. Основные линеаментные зоны Анабарского щита (Маганская, Ламуйская, Котуйкан-Монхоолинская, Харапская, Билляхская и Салтахская) являются типичными пластическими шеар зонами сдвигового типа длительного развития. Интеграция структурной информации собранной по протерозойскому фундаменту пояса Убенде и смежных территорий свидетельствуют о том, что вдоль северо-западного тренда границы архейского Танзанийского кратона, сдвиговые режимы избирательно ведут к деформационному механизму во всех протерозойских событиях, которые воздействуют на фундамент и, следовательно, этот пояс является крупномасштабной шеар зоной площадного типа. Его участок амфиболитовой фации северо-западного простирания, является результатом (1950-1850 млн. лет) деформационной эволюции, которая соответствует правосторонней латеральной аккреции тектонического положения, как впервые предложил М.С. Дэли (Daly et al., 1985; Daly, 1988). Мафические и ультрамафические гра-нулиты высоких давлений включены как террейны и это являются некоторым доказательством, что они соответствуют реликтам ранней (2100-2025 млн. лет) палеопроте-розойской стадии, вероятно, сравнимой с эклогитсодержащим (2000 млн. лет) поясом Узагара (Möller et al., 1995) юга кратона. Их композитные тектониты изучаются, но предварительно резонно ассоциировать их с положением косой сутуры (схема на рис. 169 С), как недавно было предложено для сутуры Теслин в Северной Америке (Hansen, 1992). Как северо-западно ориентированная граница плиты, постулируемая косая су-тура (замаскированная молодым поясом Убенде), дает более понятный контролирующий характер структуры последующей протерозойской эволюции, включая пояс Убенде (рис. 169 Б, пример П). Как основная структурная характеристика фундамента, милониты левостороннего сдвига с параметрами метаморфизма от амфиболитовой до зеленосланцевой фации, встречаются селективно переслаивающиеся в СЗ ориентированной структуре амфиболитовой фации и, более редко, в ЗСЗ ориентированных реликтовых гранулитовых террейнах. Милониты обычно мультифазные и возможно, что они развиваются как в мезопротерозойской, так и в неопротерозойской реактивации палеопротерозойской структуры. Это соответствует более широко цитируемой, в настоящее время, характеристики как зона повторного латерального сдвигового перемещения в протерозойских орогенических эволюционных моделях (Daly, 1986, 1988; Klerkx and Nanyaro, 1988; Theunissen, 1988). Неглубокие бассейны с очень слабо мета-морфизованными мезопротерозойскими и неопротерозойскими осадками формируются и деформируются вдоль ключевого разлома реактивизации пояса Убенде. Неопротерозойская левосторонняя транспрессия указывает, что СЗ ориентированные милони-ты остаются круто наклонными в центральной части и становятся более пологими во внешней части структуры «принудительного течения» (рис. 169 А). Позднепротеро-зойское горизонтальное максимальное сжатие было перпендикулярным к региональному тренду шеар зоны только в ЗСЗ ориентированных милонитах становящихся реактивированными как часть сложного и часто сопряженного трещинообразования. Мультифазная протерозойская ключевая зона разлома (рис. 169 А), расположенная ' вдоль СЗ тренда архейского кратона, характеризуется структурами северо-западной ориентировки амфиболитовой и от амфиболитовой до зеленосланцевой фаций с минеральной линейностью, линейностью растяжения и осями складок, слабо наклоненными и параллельными с простиранием орогена. Надвиговая деформационная обстановка, I как показывают предшествующие работы в ограниченных районах (Harpum, 1970; Ring, 1993), демонстрирует здесь отклонение транспрессионного реактивационного поведения от круто наклонной палеопротерозойской структуры.

• Установлена тесная взаимосвязь между параметрами мелких складок и структур бу-динажа, их генетическими типами, реологическими свойствами пород и интенсивностью тектонических деформаций, что позволяет их использовать для реконструкции тектонофизических условий в период деформирования толщ. Мелкая складчатость создает дополнительных контраст компетентности деформируемой толщи и способствует более интенсивному развитию структур будинажа. Статистическая обработка показала, что морфология будин определяется главным образом РТ - условиями тектонических деформаций, реологическими свойствами горных пород в момент их будинирования и их литологией. Образование будинажа происходило после основных фаз складчатости, создающих дополнительную контрастность в компетентности толщи; об этом, в частности, свидетельствует наличие внутри будин замков складок и частое будинирование их крыльев. Региональное развитие будинажа пластического течения и его морфологические особенности позволяют предположить, что он образовался на первом этапе куполообразования, в условиях гранулитовой фации метаморфизма. Будинаж скалывания и отрыва связан, вероятно, с купольной тектоникой этапа диафтореза и гранитизации (Мельников, 1983, 1984). Наблюдается определенная последовательность в образовании различных генетических типов будинажа при формировании гранитогнейсовых куполов. Ранний будинаж пластического течения возникает в термодинамических условиях, практически одинаковых со складчатостью и метаморфизмом. Будинаж нагнетания занимает промежуточное положение между будинажем пластического течения и скалывания. Будинируемые прослои в это время уже более вязкие, хотя интенсивное течение вещества еще играет решающую роль при деформациях. При образовании будинажа скалывания, будинируемый прослой обладает большими упругими свойствами, чем вмещающая его среда, давление и температура несколько ниже, чем при формировании будин первых двух типов, существует и большое различие в компетентности деформируемых горизонтов. И, наконец, будинаж отрыва образуется на заключительных стадиях деформаций, когда будинируемый слой уже относительно упругий в отличие от вмещающей среды, еще сохраняющей достаточно высокую пластичность.

• Величина деформации растяжения хотя и варьирует в докембрийских террейнах, но всегда сопоставима при одинаковых параметрах метаморфизма их породных ассоциаций. Значения коэффициента Пуассона и бокового распора горных пород в разных докембрийских террейнах практически одинаковые. Максимально высокое растяжение испытывают будины, образовавшиеся в карбонатных породах, милони-тах и неоднократно метаморфизованных породах. Наиболее вероятно то, что структуры будинажа пластического течения могли испытывать повторное, наложенное растяжение, о чем часто свидетельствует наличие обрывков разорванных шеек будин в межбудинных промежутках. Величина деформации сжатия хотя и варьирует в широких пределах, но никогда не превышает -100% значений.

• В условиях пластического течения ведущую роль при деформациях играет не литология пород, а их реологические свойства во многом определяемые Р-Т параметрами метаморфизма. Наблюдаются широкие вариации величины относительного структурного разуплотнения в метаморфических комплексах. При формировании мелких складок течения нагнетание лейкократового материала происходит в их замки, при этом значение разуплотнения не превышает 100%. Отток материала из крыльев вряд ли может полностью компенсировать такое разуплотнение. Вероятнее всего около 50% вещества, находящегося в настоящее время в раздутых замках складок сформировалось за счет кристаллизации новообразованного вещества из флюидов, мигрирующих в области пониженного давления. Более значительным является локальный отток вещества из замков в крыло или оба крыла мелкой складки течения. Наиболее вероятно это происходит в образованных ранее мелких складках, в которых наблюдается повторное перераспределение уже существовавшего лейкократового пластичного вещества под воздействием нового поля тектонических напряжений. Максимально широкие вариации относительного структурного разуплотнения и связанного с ним перераспределения вещества наблюдаются на крыльях гранитогнейсовых куполов и в межкупольных синформах.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Мельников, Александр Иванович, Иркутск

1. Барышев A.C. Основные элементы тектоники Восточного Саяна и Присаянья по геофизическим данным. -М.: Недра, 1976. 120 с.

2. Белоусов В.В. Послойное перераспределение материала в земной коре и складкообразование //Советская геология. 1949. - № 39. - С. 3-12.

3. Белоусов В.В. О некоторых особенностях механизма тектонических деформаций //Очерки структурной геологии сложнодислоцированных толщ. -М.: Недра, 1970. С. 5-31.

4. Белоусов В.В., Гзовский М.В. Экспериментальная тектоника. М.: Недра, 1964. - 119 с.I

5. Бибикова Е.В., Сумин Л.В., Кирнозова Т.И., Грачева Т.В. Последовательность геологических событий в пределах Шарыжалгайского блока (U-Pb метод датирования) //Геохимия. 1981. - № 11.-С. 1652-1663.

6. Бибикова Е.В., Белов А.Н., Грачева Т.В., Розен О.М. Верхний предел возраста гранулитов Анабарского щита//Изв. АН СССР. Сер. геол. 1985. - № 8. - С. 19-24.

7. Бибикова Е.В., Белов А.Н., Грачева Т.В. и др. О возрасте метаморфизма гранулитов Анабарского щита //Тр. ХХШ сес. Комис. по изотопной геохронологии. М.: Наука, 1987. -С. 71-85.

8. Бибикова Е.В., Кирнозова Т.И., Макаров В.А. Возрастные рубежи в эволюции шарыжалгайского комплекса Прибайкалья //Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. Л.: Наука, 1990. - С. 162-170.

9. Борукаев Ч.Б. Схема общей периодизации тектонической истории Земли //Геология и геофизика. 1977. -№ 12. - С. 3-11.

10. Борукаев Ч.Б. Структура докембрия и тектоника плит. Новосибирск: Наука, 1985. - 190 с.

11. Борукаев Ч.Б., Косыгин Ю.А., Парфенов Л.М. Принципы тектонического районирования докембрия //Геология и геофизика. 1969.- № 1. - С. 3-15. '

12. Борукаев Ч.Б., Косыгин Ю.А., Парфенов JI.M. Общие принципы составления «Карты тектоники докембрия континентов» в масштабе 1:15 ООО ООО //Геология и геофизика. 1970. -№ 8.-С. 3-11.

13. Борукаев Ч.Б., Парфенов JI.M. Заметки о тектоническом районировании //Тектоника Сибири. Т. V. -М.: Наука, 1972. - С. 43-62.

14. Борукаев Ч.Б., Парфенов JI.M., Шмидт Е.К. Вопросы тектонического расчленения докембрия //Принципы и методы тектонического районирования, тектоническая терминология. Новосибирск: изд-во ИГиГ СО АН СССР. - 1968. - С. 22.

15. Бубнов С.Н. Основные проблемы геологии. -М.: Изд-во МГУ. 1960. - 147 с.

16. Бузиков И.П., Крылов И.Н., Митрофанов Ф.П. и др. Основные черты развития Восточно-Саянской подвижной области //Геология и геохронология докембрия: Труды ЛАГЕД АН СССР.-Л,- 1964.-Вып. 19.-С. 117-125.

17. Вишневский А.Н. Метаморфические комплексы Анабарского кристаллического щита. Л.: Недра, 1978.-213 с.

18. Вишневский А.Н. Металлогения Анабарского щита //Основы металлогении метаморфических поясов докембрия. Л.: Наука, 1984. - С. 274-281.

19. Вишневский А.Н. Метаморфические комплексы Анабарского щита и особенности их металлогении//Дисс. доктора геол.-мин. наук. Л.: ПГО Севморгеология, 1988. -43 с.

20. Вотах О.А. Введение в геотектонику. Новосибирск: Наука, 1985. - 182 с.

21. Волобуев М.И., Зыков С.И., Ступникова Н.И. Геохронология докембрийских гранитоидов Восточного Саяна и Западного Прибайкалья //Геохронология Восточной Сибири и Дальнего Востока. -М.: Наука, 1980 а. С. 66-79.

22. Геология и сейсмичность зоны БАМ. Структурно-вещественные комплексы и тектоника //Замараев С.М., Грабкин О.В., Мазукабзов A.M. и др., редактор М.М. Мандельбаум. -Новосибирск: Наука, 1983. 189 с.

23. Герлинг Э.К., Варшавская Э.С. Определение возраста пород Онотско-Бельской и Присаян-ской зон Восточного Саяна рубидий-стронциевым изохронным методом //Геохимия. -1966. 6. -С. 627-634.

24. Гзовский М.В. Основные вопросы тектонофизики и тектоника Байджансайского антиклино-рия. Ч. Ш и IV. -М.: Изд-во АН СССР, 1963. 544 с.

25. Гзовский М.В. Основы тектонофизики. М.: Наука, 1975. - 536 с.

26. Гиллен К. Метаморфическая геология. М.: Мир, 1984. - 174 с.

27. Гинтов О.Б. Структуры континентальной земной коры на ранних этапах ее развития. Киев: Наукова думка, 1978. - 163 с.

28. Гладкочуб Д.П., Донская Т.В., Мазукабзов А.М. и др. Возраст и геодинамическая интерпретация гранитоидов китойского комплекса (юг Сибирского кратона) //Геология и геофизика. 2005. - Т. 46, № 11.-С. 1139-1150.

29. Гладкочуб Д.П., Скляров Е.В., Мазукабзов A.M., Меньшагин Ю.В. Геохимические особенности древних офиолитов Шарыжалгайского выступа //Геохимия. 2001. - № 10. - С. 1039-1051.

30. Глебовицкий В.А. Тектоника и региональный метаморфизм раннего докембрия восточной части Балтийского щита //Региональная геология и металлогения. 1993. - №1. - С. 2-27.

31. Глебовицкий В.А., Шемякин В.М. Главнейшие рубежи геологической эволюции Земли в раннем докембрии. М., 1995. - 47 с. //Общ. и регион, геология, геология морей и океанов, геол. картирование: Обзор /АОЗТ «Геоинформмарк».

32. Глебовицкий В.А., Шемякин В.М., Вревский А.Б. Фундаментальные проблемы геологии докембрия. -М., 1994. 50 с. //Общ. и регион, геология, геология морей и океанов, геол. картирование: Обзор /АОЗТ «Геоинформмарк».

33. Глуховский М.З. Геологическая эволюция древних платформ. М.: Наука, 1996,- 215 с.

34. Глуховский М.З., Павловский Е.В. К проблеме ранних стадий развития Земли //Геотектоника. 1973. - № 2. - С. 3-7.

35. Гончаров М.А. Инверсия плотности в земной коре и складкообразование. -М.: Недра, 1979. 248 с.

36. Гончаров М.А., Горелов Ю.М. Моделирование глубинной метаморфической складчатости с применением центрифуги //Кора и верхняя мантия Земли (геология, геохимия, геофизика). -М. Вып. 2. - 1975. - С. 260-268.

37. Горлов Н.В. Структура беломорид (Северо-Западное Беломорье). JL: Наука, 1967. - 112 с.

38. Грабкин О.В. Эволюция эндогенных процессов в пределах Чарской кольцевой депрессии (запад Алданского щита) //Корреляция эндогенных процессов Сибирской платформы и ее обрамления. Новосибирск: Наука, 1982. - С. 32-37.

39. Грабкин О.В., Мельников А.И. Разрывные нарушения юго-восточной части Шарыжалгай-ского блока и их взаимоотношения со складчатой структурой //Механизм формирования тектонических структур Восточной Сибири. Новосибирск: Наука, 1977. - С. 72-76.

40. Грабкин О.В., Мельников А.И. Структура фундамента Сибирской платформы в зоне краеIвого шва (на примере Шарыжалгайского блока). Новосибирск: Наука, 1980. - 95 с.

41. Гранулитовые комплексы нижней коры континентов //Ред. О.М. Розен. М.: ВИЭМС, 1991, деп. 3519-В91.-93 с.

42. Громин В.И. Малые структурные формы и палеореологические реконструкции (на примере Восточного Забайкалья) //Груды ИГиГ СО АН СССР, вып. 109. М.: Наука, 1970. - 142 с.

43. Громин В.И. Тектонические деформации, структурные реконструкции и будинаж //Геология и геофизика. 1978. - № 1. - С. 37-45.

44. Гуревич Г.И. К вопросу о механизме разделения пластов горных пород на блоки //Известия АН СССР. Сер. геофиз. 1954 - № 5. - С. 411-414.

45. Дашкова А.Д., Соседко Т.А. Вещественный состав псевдотахиллитов Украинского щита //Бюл. Моск. о-ва испытателей природы. Отд. геол. 1981. - Т. 56, вып. 3. - С. 87-96.

46. Дашкова А.Д., Полеховский Ю.С. Атлас структур и текстур тектонитов в зонах разломов докембрийских щитов. Санкт-Петербург: Изд-во С.-Петербургского ун-та, 1997. - 65 с.

47. Делицин И.С. Некоторые особенности механизма образования структур будинажа в кварце-во-диопсидовых породах Юго-Западного Прибайкалья //Труды ИГЕМ АН СССР. М.: Изд-во АН СССР, 1961. - Т. 41.-С. 106-119. '

48. Добрецов H.JL, Кирдяшкин А.Г. Глубинная геодинамика. Новосибирск: ОИГТМ СО РАН, 1994.-299с.

49. Добрецов H.JL, Кирдяшкин А.Г., Кирдяшкин A.A. Глубинная геодинамика. Новосибирск: СО РАН, филиал «ГЕО», 2001. - 409с.

50. Добржинецкая Л.Ф. Структурно-метаморфическая эволюция кольской серии. М.: Наука, 1978.- 148 с.

51. Докембрийская геология СССР //Ред. Д.В. Рундквист, Ф.П. Митрофанов. Л.: Наука, 1988. - 440 с.

52. Донская Т.В., Бибикова Е.В., Мазукабзов А.М. и др. Приморский комплекс гранитоидов Западного Прибайкалья: геохронология, геодинамическая типизация //Геология и геофизика. 2003. - Т. 44, № 10, - С. 1006-1016.

53. Донская Т.В., Сальникова Е.Б., Скляров Е.В. и др. Раннепротерозойский постколлизионный магматизм южного фланга Сибирского кратона: новые геохронологические данные и геодинамические следствия //Доклады РАН. 2002. - Т. 382, № 5. - С. 663-667.

54. Древняя структура земной коры Восточной Сибири /С.М. Замараев, А.М. Мазукабзов, Г.В. Рязанов и др. Новосибирск: Наука, 1975. - 185 с.

55. Дук В.Л. Складки зоны ультраметаморфизма. Северная часть Северо-Западного Беломорья. -Л: Наука, 1967.-83 с.

56. Дук В.Л., Салье М.Е., Байкова B.C. Структурно-метаморфическая эволюция и флогопито-носность гранулитов Алдана. Л: Наука, 1975. - 226 с.

57. Дук В.Л., Кицул В.И., Березкин В.И. Структуры и метаморфизм раннего докембрия Алданского щита в бассейнах рек Тимптон и Сутам //Геодинамические исследования. № 5. -М.: Сов. радио. -1979. - С. 5-29.

58. Дук В.Л., Кицул В.И., Петров А.Ф. и др. Ранний докембрий Южной Якутии. М.: Наука, 1986.-280 с.

59. Дук В.Л. Докембрий Алданского щита (структурная эволюция и история развития) //Автореферат дис. . д-ра геол.- мин. наук. М., 1989. - 43 с.

60. Егоров К.Н., Меньшагин Ю.В. Мельников А.И. Специфика процессов серпентинизациии раннедокембрийских железистых ультрабазитов гранулит-гнейсовых областей юга Сибирской платформы //Записки ВМО. 2000. - Ч. CXXIX, № 6. - С. 21-27.

61. Елизарьев Ю.З. К стратиграфии архея Юго-Западного Прибайкалья //Геология и петрология докембрия: Труды Вост. Сиб. геол. ин-та. Сер. геол. Иркутск: Вост. Сиб. книжн. изд-во, 1962.-Вып. 5.-С. 147-151.

62. Елизарьев Ю.З. Особенности раннего докембрия Прибайкалья и Восточного Саяна //Геология и геофизика. 1964. № 3. - С. 47-57.

63. Елисеев H.A. Структурная петрология. Л: Наука, 1953. - 309 с.

64. Елисеев H.A. Основы структурной петрологии. Л.: Наука, 1967. - 258 с.

65. Жуков А.М. О коэффициенте Пуассона в пластической области //Известия АН СССР. Отд. технических наук. 1954. - № 12. - С. 86-91.

66. Заика-Новацкий B.C., Казаков А.Н. Структурный анализ и основы структурной геологии: Учеб. пособие. К.: Выща школа, 1989. - 279 с.

67. Замараев С.М. Основные элементы структуры юго-восточной части Сибирской платформы в докембрии и нижнем палеозое //Геология и геофизика. 1961. - № 11. - С. 30-39.

68. Замараев С.М. Краевые структуры южной части Сибирской платформы. М.: Наука, 1967. - 248 с.

69. Захаров A.A. Опыт применения микроструктурного анализа в Восточном Саяне //Материалы по региональной геологии Сибирской платформы и ее складчатого обрамления. М.: Недра, 1972.-С. 163-172.

70. Иванушко A.C. Особенности складчатой структуры нижнего докембрия Украинского щита. -К.: Наукова думка, 1980. 151 с.

71. Каденский A.A. Геология и петрология южной части Анабарского щита. М.: Изд-во АН СССР, 1961.- 198 с.

72. Казаков А.Н. Деформации и наложенная складчатость в метаморфических комплексах,- JI.: Наука, 1976. 239 с.

73. Казаков А.Н. Динамический анализ микроструктурных ориентировок минералов. JL: Наука, 1987.-272.

74. Казаков А.Н. Ранние стадии формирования сиалической континентальной коры //Общ. и регион. геология, геология морей и океанов, геол. картирование. Обзор АОЗТ «Геоин-форммарк». -М., 1995. -44 с.

75. Казаков А.Н. Современное состояние и перспективы структурной геологии метаморфических комплексов //Принципы и методы изучения структурной эволюции метаморфических комплексов. Л.: Наука, 1978. - С. 5-14.

76. Казаков А.Н., Миллер Ю.В., Дук В.Л. и др. Структурная эволюция метаморфических комплексов. Л.: Наука. - 1977 а. - 159 с.

77. Казаков А.Н., Миллер Ю.В., Дук В.Л. Проблемы структурной геологии раннего докембрия //Проблемы геологии раннего докембрия. Л.: Наука. - 1977 б. - С. 29-36.

78. Каменев E.H. Основные черты геологии и эволюции Антарктического щита в докембрии //Дисс. доктора геол.-мин. наук в форме науч. доклада. Л.: НПО «Севморгеология», 1991.-56 с. ,

79. Кожевников В.Н. Условия формирования структурно-метаморфических парагенезисов в докембрийских комплексах. Л.: Наука, 1982. - 184 с.

80. Коленко Б.З. Петрографические эскизы. Породы обнажений на Кру го байкальской ж.д. между ст. Байкал и Култук. I. Перидотит Крутой Губы //Записки Российского минералог, общества. -М.: АН СССР. 1923. - Вып.51. - С. 15-18.

81. Комаров А.Н., Илупин И.П. Новые данные о возрасте кимберлитов Якутии, полученные методом треков //Геохимия. 1978. - № 7. - С. 1004-1014.

82. Корреляция эндогенных процессов в метаморфических комплексах докембрия Прибайкалья //Ескин A.C., Эз В.В., Грабкин О.В., Летников Ф.А., Мельников А.И., Морозов Ю.А., Шкандрий Б.О. Новосибирск: Наука, 1979. - 119 с.

83. Косыгин Ю.А. Тектоника. -М.: Недра, 1969. -616 с.

84. Крылов А.Я., Вишневский А.Н., Силин Б.И. и др. Абсолютный возраст пород Анабарско-го щита //Геохимия. 1963. - № 12. - С. 1140-1144.

85. Крылов Д.П. Устойчивость изотопных систем ксенона и кислорода при эволюции докем-брийских гранулитовых комплексов //Автореф. дисс. .доктора геол.-мин. наук. -М. -1995.-45 с.

86. Крылов И.Н. Структурный контроль процессов гранитообразования в архейском комплексе Юго-Западного Прибайкалья //Региональный метаморфизм и метаморфогенное рудооб-разование. Л.: Наука, 1970. - С. 165-172.

87. Крылов И.Н., Горохов И.М., Кутявин Э.П. и др. Rb-Sr датирование полиметаморфических образований шарыжалгайской серии (Юго-Западное Прибайкалье) //Геохронология Восточной Сибири и Дальнего Востока. -М.: Наука, 1980. С. 80-94.

88. Крылов И.Н., Шафеев A.A. Особенности геологического строения поля развития шарыжалгайской серии пород в Юго-Западном Прибайкалье //Геология Прибайкалья. Иркутск. -1969.-С. 30-41. '

89. Кудрин С.Н. Некоторые особенности будинажа в толщах Кличкинского рудного поля (Восточное Забайкалье) //Труды Иркутск, политехи, ин-та, сер. геол. 1971. - Вып. 60. - С. 23-35.

90. Кудрин С.Н. Будинаж слоистых толщ Кличкинского рудного поля (Восточное Забайкалье) //Автореф. дисс. .кандидата геол.-мин. наук. Иркутск: Изд-во ИЛИ, 1972. -22 с.

91. Кузнецов Б.И. Значение будинажа для оценки интенсивности тектонических деформаций (на примере беломорского комплекса) //Известия АН СССР. Сер. геол. 1969. - № 7. - С. 36-44.

92. Кузнецова Ф.В. Гранулитовый комплекс Юго-Западного Прибайкалья. Новосибирск: Наука, 1971,- 182 с.

93. Куклей Л.Н. О неоднократных проявлениях тектонических деформаций беломорских гнейсов, выявленных при изучении внутренней структуры Риколатвинской складки //Геотектоника. 1968. - № 5. - С. 25-37.

94. Куклей Л.Н. Особенности структуры беломорского комплекса докембрия на примере Рико-латва-Касси (юго-запад Кольского полуострова) //Автореферат дис. на соискание учен, степ. канд. геол-минерал. наук. -М., 1970.-24 с.

95. Куклей Л.Н. Пример наложения складчатостей в беломорском комплексе (Кольский полуостров) //Геотектоника. 1971. - № 2. - С. 115-118.

96. Лазарев Ю.И. Структурная и метаморфическая петрология железистых кварцитов Косто-мукшского месторождения Карельской АССР. Л.: Наука, 1971. - 192 с.

97. Лазарев Ю.И., Кожевников В.Н. Структурно-петрологическое изучение гранитизации. -Л.: Наука, 1973. 125 с.

98. Ландау Л.Д., Лифшиц Е.М. Теория упругости. М.: Наука, 1965. - 287 с.

99. Левицкий В.И. Петрология и геохимия метасоматоза при формировании континентальной коры. Новосибирск: Академическое изд-во «Гео», 2005. - 340 с.

100. Левицкий В.И., Мельников А.И., Сандимирова Г.П. Корреляция эндогенных процессов в докембрийских комплексах Юго-Восточного Присаянья //Геодинамические режимы формирования Центрально-Азиатского складчатого пояса. М.: Интермет Инжинеринг, 2001.-С. 177-213.

101. Левицкий В.И., Мельников А.И., Резницкий Л.З. и др. Посткинематические раннепроте-розойские гранитоиды юго-западной части Сибирской платформы //Геология и геофизика. 2002. - Т. 43. - № 8. - С. 717-731.

102. Левицкий В.И., Сандимирова Г.П., Бибикова Е.В. и др. Возрастные рубежи петрогенезиса в древнейших комплексах Юго-Восточного Присаянья //Материалы П Российской конференции по изотопной геохронологии. Санкт-Петербург: ИГТД РАН, 2003. - С. 281284.

103. Леонов М.Г. Зеленосланцевый метаморфизм опыт геодинамического анализа. — М.: Наука, 1988.- 130 с.

104. Летников Ф.А. Гранитоиды глыбовых областей. Новосибирск: Наука. - 1975. - 214 с.

105. Лобачевский И.В., Мельников А.И. Структура фундамента Ангаро-Оки'нского Присаянья по геолого-геофизическим данным //Советская геология. 1985. - № 5. - С. 36-45.

106. Лукьянов A.B. Пластические деформации и тектоническое течение горных пород //Тектоническая расслоенность литосферы. Тр. ГИН АН СССР. - М. - 1980. - Вып. 343. -С. 105-146.

107. Лукьянов A.B. Важнейшие эффекты неоднородной деформации //Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии. Новосибирск: СО РАН СССР, 1982. - С. 93-95.

108. Лукьянов A.B. Проблемы изучения тектонического течения горных пород //ХХУП Между-нар. геол. конгресс: Доклады. Т. 7: Тектоника. -М.: Наука, 1984. - С. 149-155.

109. Лукьянов A.B. Собственные колебания в моделях геологических автоколебательных систем //Экспериментальная тектоника в теоретической и прикладной геологии. М.: Наука, 1985.-С. 94-112.

110. Лукьянов A.B. Некоторые методологические проблемы, возникающие при изучении тектонических деформаций //Изучение тектонических деформаций. М.: ГИН АН СССР, 1987.-С. 7-32.

111. Лукьянов A.B. Пластические деформации и тектоническое течение в литосфере. М.: Наука, 1991.-144 с.

112. Лутц Б.Г. Псевдотахиллиты Анабарского массива и вопросы из генезиса //Геология и геофизика. 1962. - № 11.- С. 98-102.

113. Лутц Б.Г. Петрология гранулитовой фации Анабарского массива. М: Наука, 1964. - 124 с.

114. Лутц Б.Г. Петрология глубинных зон континентальной коры и верхней мантии. М.: Наука, 1974.-304 с.

115. Лутц Б.Г. Магматизм подвижных поясов ранней Земли. М.: Наука, 1985. - 216 с.

116. Лутц Б.Г., Оксман B.C. Глубокоэродированные зоны разломов Анабарского щита. М.: Наука, 1990.-260 с.

117. Лутц Б.Г., Эринчек Ю.М. Геологическое строение Котуйкан-Монхоолинской зоны глубинного разлома на Анабарском щите //Материалы по геологии и полезным ископаемым Якутской АССР. -Якутск. 1971. -Вып. 19. -С. 101-11.

118. Лучицкий И.В., Громин В.И., Ушаков Г.Д. Эксперименты по деформации горных пород в обстановке высоких давлений и температур. Новосибирск: Наука, 1967. - 74 с.

119. Мащак М.С. Петрохимические особенности разновозрастных даек диабазов и долеритов южной части Анабарского щита //Геология и геохимия базитов восточной части Сибирской платформы. -М.: Наука, 1973. С. 78-86.

120. Межвилк A.A. Муна-Анабарский глубинный разлом на Сибирской платформе //Геотектоника. 1979. - № 6. - С. 86-97.

121. Межвилк A.A. Расчленение метаморфических пород Анабарского массива по аэромагнитным данным //Доклады АН СССР. 1988. - Т. 299, № 5.- С. 1213-1216.

122. Мельников А.И. Морфология структур будинажа в связи с изучением динамики пластического течения вещества в шарыжалгайском комплексе //VII конференция по геологии и геофизике Восточной Сибири (тезисы докл.). Иркутск: ИЗК СО АН СССР, - 1976. С. 56.

123. Мельников А.И. О связи деформаций с гранитообразованием в докембрии Удоканского хребта //Корреляция эндогенных процессов Сибирской платформы и ее обрамления. -Новосибирск: Наука, 1982. С. 27-31.

124. Мельников А.И. Структурная эволюция шарыжалгайского комплекса (Юго-Западное Прибайкалье) //Автореф. канд. дис. Иркутск: ИЗК СО РАН, 1983. -24 с.

125. Мельников А.И. Некоторые закономерности соотношений параметров структур будинажа //Эксперимент и моделирование в геологических исследованиях. Новосибирск: ИГиГ СО АН СССР, 1984. - С. 132-140.

126. Мельников А.И. Тектонофизические особенности деформаций в различных условиях метаморфизма //Метаморфические образования докембрия Восточной Сибири. Новосибирск: Наука, 1988 а. - С. 80-90.

127. Мельников А.И. Зоны пластических сдвигов в докембрии Анабарского щита //Тектоника и минеральные ресурсы докембрия Сибири и Дальнего Востока (тез. докл.). Иркутск: ИЗК СО АН СССР, 1988 б. - С.

128. Мельников А.И. Основные этапы структурной эволюции шарыжалгайского комплекса в раннем докембрии //Структурные исследования в областях раннего докембрия. Л.: Наука, 1989. - С. 244-253.

129. Мельников А.И. Строение и эволюция докембрийских линеаментных зон Анабарского щита //Структура линеаментных зон стресс-метаморфизма: Ред. В. А. Соловьев, Б.М. Чиков. -Новосибирск: Наука, 1990.-С. 107-121.

130. Мельников А.И. Шарыжалгайская структурная зона юга Сибирской платформы //Гранулитовые комплексы нижней коры континентов. О.М. Розен — ред. — М.: ВИЭМС, 1991. - Деп. 3519-В91. - С. 71-93.

131. Мельников А.И., Васильев Е.П., Резницкий JI.3. и др. Методы структурного анализа полиметаморфических комплексов. -М.: Интермет Инжиниринг, 2001. 160 с.

132. Мельников А.И., Грабкин О.В. Три типа будинажа и проблемы их генезиса //Экспериментальная тектоника в решении задач теоретической и практической геологии (тез. док.). Новосибирск: Изд-во ИГиГ СО АН СССР. - 1982. - С. 123-126.

133. Мельников А.И., Лепин B.C., Солодянкина В.Н. и др. Ранние этапы эволюции земной коры Анабарского щита //Доклады АН СССР. 1988. - Т. 300, № 5,. - С. 621-625.

134. Мельников А.И., Лепин B.C., Брандт С.Б., Петров А.Ф. Рубидий-стронциевый изохронный возраст докембрийских образований Анабарского щита //Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. Л: Наука, 1990. С. 146-153.

135. Менерт К. Мигматиты и происхождение гранитов. М.: Мир, 1971. - 327 с.

136. Метаморфические комплексы Анабарского щита //Путеводитель геол. экскурсии: Ред. H.A. Богданов, К. Конди. М.: ИЛ АН СССР, 1990. - 128 с.

137. Методы моделирования в структурной геологии //Ред. В.В. Белоусов, A.B. Вихерт. М.: Наука, 1988.-222 с.

138. Милеев B.C. К вопросу о развитии будинажа и его использования для оценки величины деформации//Вестник МГУ. Сер. геол. 1973. № 5. С. 34-42.

139. Милеев B.C. Будинаж как индикатор интенсивности и условий складкообразования //Доклады АН СССР. 1974. - Т. 214, № 2. - С. 418-421.

140. Милеев B.C. Нахождение по будинажу тензора главных деформаций //Доклады АН СССР. -1976 а. Т. 230, №4. - С. 748-752.

141. Милеев B.C. Определение компонентов тензора главных деформаций по будинажу //Вестник МГУ. Сер. геол. 1976 б, - № 3. - С. 45-51.

142. Миллер Ю.В. Некоторые общие закономерности структурной эволюции регионально мета-морфизованных комплексов //Геотектоника. 1973. - № 5. - С. 83-93.

143. Миллер Ю.В. Основные принципы определения разновозрастности и последовательности развития структурных форм //Геотектоника. 1976. - № 6. - С. 99-108.

144. Миллер Ю.В. Соответствие структурных форм полям напряжений важнейший принцип определения разновозрастности деформаций //Принципы и методы изучения структурной эволюции метаморфических комплексов. - Л.: Наука. - 1978. - С. 20-31.

145. Миллер Ю.В. Тектоно-метаморфические циклы. Л.: Наука, 1982 а. - 160 с.

146. Миллер Ю.В. Послойное и субпослойное течение пород и его роль в структурообразовании //Геотектоника. 1982 б. - № 6. - С. 88-96.

147. Миллер Ю.В. Структурное развитие метаморфических комплексов и проблема горизонтальных тектонических потоков //27-й МГК. -М. 1984. - Т. 3. - С. 327-328.

148. Миллер Ю.В. Экспериментальное исследование структурной зональности, связанной с послойным сдвиговым течением //Экспериментальная тектоника в теоретической и прикладной геологии. -М. 1985. - С. 196-204.

149. Миллер Ю.В. Структура архейских зелено каменных поясов. Л.: Наука. -1988.-143 с.

150. Морален В.М. Ранние этапы эволюции континентальной литосферы. М.: Наука, 1986. -166 с.

151. Морозов Ю.А. Морфологические типы линейности и ее применение для расшифровки структуры метаморфических толщ (на примере Западного Прибайкалья) //Деп. ВИНИТИ АН СССР № 641-76. -М. 1976. -31 с.

152. Морозов Ю.А. Количественный и качественный анализ тектонических деформаций в метаморфических толщах Западного Прибайкалья по малым структурным формам //Деп. ВИНИТИ АН СССР № 646-77. -М. 1977. - 52 с.

153. Никитина Л.П., Митрофанов Ф.П., Бузиков И.П. и др. Докембрий юго-восточной части Восточного Саяна и западной части хребта Хамар-Дабана //Докембрий Восточного Сая-на: Труды ЛАГЕД АН СССР. Л: Наука, 1964. - Вып. 18. - С. 123-269.

154. Никитина Л.П., Хильтова В.Я. Эволюция процессов метаморфизма в докембрии Восточно-Саянской складчатой области //Метаморфические пояса СССР. Л: Наука, 1971. - С. 144-152.

155. Николя А. Основы деформации горных пород. -М.: Мир-Эльф Акитен, 1992. 167 с.

156. Обручев В.А. Тектоника западной части Саяно-Байкальской каледонской складчатой зоны //Докл. АН СССР. 1949. - Т. 63. - № 5-6. - С. 905-908.

157. Оксман B.C. Зоны диафтореза Анабарского массива //Автореферат дисс. . канд. геол.-мин.наук. М.: ИФЗ АН СССР, 1987. - 17 с. Очерки структурной геологии сложно-дислоцированных толщ //Ред. В.В. Белоусов, В.В.

158. Павловский Е.В. Ранние стадии развития земной коры //Известия АН СССР. Сер. геол.1970. -№ 5.- С. 23-39.

159. Павловский Е.В. Земная кора континентов, ее становление и развитие //Глубинное строение и геофизические особенности структур земной коры и верхней мантии. М.: Наука, 1977.-С. 3-13.

160. Парфенов JI.M. Основные черты докембрийской структуры Восточного Саяна. М.: Наука, 1967. - 144 с.

161. Паталаха Е.И. Оценка степени деформированности складчатых толщ //Тектоника и динамометаморфизм палеозоя Казахстана. Алма-Ата: Наука, 1967. - С. 48-110. Паталаха Е.И. Механизм возникновения структур течения в зонах смятия. — Алма-Ата: Наука, 1970.-216 с.

162. Паталаха Е.И. Генетические основы морфологической тектоники. Алма-Ата: Наука, 1981. - 180 с.

163. Паталаха Е.И. Тектонофациальный анализ складчатых сооружений фанерозоя. М.: Недра, 1985. - 168 с.

164. Паталаха Е.И., Смирнов A.B. Общая схема деформационных структур Евразии //Изв. АН

165. КазССР. Сер. геол. 1981. - № 2. - С. 1-6. Паталаха Е.И., Смирнов A.B., Лукиенко А.И. и др. Общая схема деформационных структур палеозоид Восточного Казахстана //Изв. АН КазССР. Сер. геол. - 1980. - № 3. - С. 19-26.

166. Паталаха Е.И., Смирнов A.B., Коробкин В.В. Тектонофации Казахстана (пояснительнаязаписка к карте масштаба 1:1 500 000). Алма-Ата: Изд-во Наука КазССР, 1986. - 119 с. Паталаха Е.И., Слепых Ю.В. Пересекающаяся складчатость. - М.: Недра, 1974. - 116 с.

167. Петрова З.И., Левицкий В.И. Петрология и геохимия гранулитовых комплексов Прибайкалья. -Новосибирск: Наука, 1984. -200 с.

168. Платтен Г. Экспериментальные исследования анатексиса и генезис мигматитов //Природа метаморфизма. М.: Мир, 1967. - С. 211-226. /

169. Принципы и методы изучения структурной эволюции метаморфических комплексов //Ред. К.О. Кратц, А.Н. Казаков. Л.: Наука. - 1978. - 246 с.

170. Прокофьев A.A. Стратиграфия и тектоника архея бассейнов рек Китоя и Иркута (Юго-Восточное Присаянье) //Материалы по геологии Сибирской платформы и смежных областей. -Иркутск: Вост.-Сиб. кн. изд-во, 1971 а. С. 99-111.

171. Прокофьев A.A. Тектоника докембрия Присаянья и некоторые особенности геологической истории юга Сибирской платформы //Тектоника Сибирской платформы и смежных областей. -Иркутск: Вост.-Сиб. кн. изд-во, 1971 б. С. 20-37.

172. Рабкин М.И. Геология и петрология Анабарского кристаллического щита. М.: Госгеолтех-издат, 1959. 164 с.

173. Рабкин М.Н., Вишневский А.Н. Метаморфические фации и субфации Анабарского щита //Метаморфические пояса СССР. Л.: Наука, 1971. - С. 103-116.

174. Равич М.Г., Соловьев Д.С., Федоров Л.В. Геологическое строение земли Мас-Робертсона (Восточная Антарктида). Л.: ГИДРОМЕТИЗДАТ, 1978. - 230 с.

175. Рамберг Г. Природный и экспериментальный будинаж и структуры разлинзования //Вопросы экспериментальной тектоники. -М.: Изд-во ИЛ, 1957. С. 160-190.

176. Распределение и корреляция показателей физических свойств горных пород. М.: Недра, 1981.-190 с.

177. Резанов И.А. Эволюция представлений о земной коре. -М.: Наука, 2002. 299 с.

178. Рейнер М. Реология. М.: Наука, 1965. - 248 с.

179. Реология. М.: Изд-во ИЛ, 1962. - 824 с.

180. Рид Г., Уотсон Дж. История Земли. Ранние стадии истории Земли. Л.: Недра, 1981. - 240 с.

181. Рожков Б.Н., Моор Г.Г., Ткаченко Б.В. Материалы по геологии и петрографии Анабарского массива //Труды Аркт. ин-та. Л.: Изд-во АН СССР, 1936. - Т. LXVI. - Р. 31-47.

182. Розен О.М., Андреев В.П., Белов А.Н. и др. Архей Анабарского щита и проблемы ранней эволюции Земли. М.: Наука, 1988. - 253 с.

183. Розен О.М. Сибирский кратон: тектоническое районирование, вопросы эволюции //Геотектоника. 2003. - № 3. - С. 1-19.

184. Розен О.М., Белов А.Н., Бибикова Е.В. и др. Возраст и особенности формирования земной коры Анабарского щита //Геология и геохронология докембрия Сибирской платформы и ее обрамления. JL: Наука, 1990. - С. 153-161.

185. Розен О.М., Вишневский А.Н., Глуховский М.З. и др. Строение земной коры Анабарского щита. -М.: Наука, 1986. 198 с.

186. Розен О.М., Манаков A.B., Зинчук H.H. Сибирский кратон: формирование, алмазонос-ность. -М.: Научный Мир, 2006. 212 с.

187. Розен О.М., Федоровский B.C. Коллизионное гранитообразование и расслоение земной коры. М.: Научный мир, 2001. 186 с.

188. Салоп Л.И. Псевдотахиллиты из Прибайкалья и Западного Забайкалья и проблема их генезиса //Известия АН СССР. Сер. геол. 1949. - № 5. - С. 25-36.

189. Салоп Л.И. Два типа структур докембрия: гнейсовые складчатые овалы и гнейсовые купола //Бюл. МОИП. Отд. геол. 1971. - Т. 46, вып. 4. - С. 5-30.

190. Салоп Л.И. Общая стратиграфическая шкала докембрия. Л: Недра, 1973. - 310 с.

191. Салоп Л.И. Геологическое развитие Земли в докембрии. Л.: Недра, 1982. - 343 с.

192. Сандимирова Г.П., Плюснин Г.С., Петрова З.И. и др. Rb-Sr возраст пород шарыжалгай-ской серии //Изотопная геология докембрия. Уфа: ИГН. - 1979. - С. 160-161.

193. Сезько А.И. Структура докембрийских складчатых зон центральной части Восточного Сая-на //Автореф. канд. дис. Иркутск: ИЗК СО РАН, 1975. - 24 с.

194. Сезько А.И. Проблемы геологии докембрия юга Сибири //Геология и металлогения докембрия юга Сибири. Иркутск: Вост.-Сиб. кн. изд-во, 1999. - С. 5-7.

195. Семененко Н.П. Трещиноватость и кливаж в горных породах Кривого Рога //Тр. Днепро-петр. ун-та. 1941,- 27. - вып. 2. - С. 38-41.

196. Семененко Н.П. Структура рудных полей Криворожских железорудных месторождений. -Киев: изд-во АН УССР, 1946. Т. 1. - 264 с.

197. Синицын A.B. Региональная тектоника и металлогения раннего докембрия. JL: Недра, 1990.-491 с.

198. Скляров Е.В., Мазукабзов A.M., Мельников А.И. Комплексы метаморфических ядер кордильерского типа. Новосибирск: Изд-во НИЦ ОИГГМ СО РАН, 1997. - 182 с.

199. Скляров Е.В., Мельников А.И., Тениссен К. и др. Высокобарический метаморфизм пояса Убенде (Танзания) //Земная кора 1996 (материалы научной сессии). - Иркутск: ИЗК СО РАН, 1996.-С. 59-61

200. Скляров Е.В., Гладкочуб Д.П., Мазукабзов A.M., Меньшагин Ю.В. Метаморфизм древних офиолитов Шарыжалгайского выступа //Геология и геофизика. 1998. - Т. 39, № 12. -С. 1733-1749.

201. Смелов А.П., Березкин В.И., Зедгенизов А.Н. и др. Новые данные о составе, строении и рудоносности Котуйканской зоны тектонического меланжа //Отечественная геология. -2002. № 4. - С. 45-49.

202. Смирнов А.Д., Недумнов И.Б., Булдаков В.В. Рифейские структуры Восточного Саяна и положение в них пегматитовых полей. -М.: Изд-во АН СССР, 1963. 154 с.

203. Соботович Э.В., Гращенко С.М., Ловцюс A.B. Возраст пород шарыжалгайской серии (Байкальская глыба) //Известия АН СССР. Сер. геол. - 1965. - № 9. - С. 28-41.

204. Сорвачев К.К. Пластические деформации в гранитогнейсовых структурах. М.: Наука, 1978. - 124 с.

205. Сорский A.A. О механизме тектонического разлинзования горных пород //Доклады АН СССР. 1950. - Т. 72, № 5. - С. 954- 958.

206. Сорский A.A. Механизм образования мелких структурных форм в метаморфических породах архея //Труды Геофиз. ин-та АН СССР, № 18 (145). М.: Изд-во АН СССР, 1952. -141 с.

207. Спенсер Э.У. Введение в структурную геологию. Л.: Недра, 1981. - 367 с.

208. Справочник физических констант горных пород. -М.: Мир, 1969.-543 с.

209. Степанов Л.Л. Радиогенный возраст полиметаморфических пород Анабарского щита //Раннедокембрийские образования центральной части Арктики и связанные с ними полезные ископаемые. Л.: Наука, 1974. - С. 77-84.

210. Строение земной коры Анабарского щита //Ред. В.М. Моралев. М.: Наука, 1986. - 198 с.

211. Структура линеаментных зон стресс-метаморфизма //Ред. В.А. Соловьев, Б.М. Чиков. -Новосибирск: Наука, 1990, 216 с.

212. Сыстра Ю.Й. Структурная эволюция беломорид западного Беломорья. Л.: Наука, 1978. -168 с.

213. Тарасов Л.С., Гаврилов Е.Я., Лебедев В.И. Об абсолютном возрасте пород анабарского докембрия //Геохимия. 1963. -№ 12. - С. 1145-1151. Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия) //Ред.

214. Л.М. Парфенов, М.И. Кузьмин. М.: МАИК «Наука/Интерпериодика, 2001. - 571 с. Тохтуев Г.В. Структуры будинаж и их роль в локализации оруденения. - Киев: Наукова думка, 1967.-215 с.

215. Тохтуев Г.В. Генетические типы и механизм образования структур будинаж //Геотектоника.- 1969.-№ 1.-С. 112-119. t

216. Тохтуев Г.В. Закономерности деформаций в неоднородно-слоистых геологических средах.

217. Киев: Наукова думка, 1972. 122 с. Уилсон Дж. Геологические структуры малых форм. - М.: Недра, 1985. - 112 с. Физические свойства горных пород и полезных ископаемых (петрофизика). - М.: Недра, 1976. - 527 с.

218. Мир, 1991.-С. 362-370. Хаин В.Е. Геотектонические основы поисков нефти. Баку: Азовнефтеиздат, 1954. - 142 с. Хаин В.Е. О происхождении древних платформ (кратонов) //Вестн. Моск. ун-та, геол.1984.-№ 2.-С. 32-37.

219. Хаин В.Е. Проблемы тектоники раннего докембрия //Изв. Вузов. Геология и разведка.1985, № 12. С. 3-20.

220. Хаин В.Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.: Науч. мир, 2001. - 606 с.

221. Хаин В.Е., Божко H.A. Историческая геотектоника. Докембрий. М.: Недра, 1988. - 382 с.

222. Хлестов В.В., Ушакова Е.К. Метаморфизм пород китайской свиты в Восточном Саяне //Материалы по генетической и экспериментальной петрологии. Новосибирск: Наука, 1965. - Т. 3,-С. 245-286.

223. Чиков Б.М. К методике исследования древних линеаментных структур //Геология и геофизика. 1987. - № 2. - С. 14-19.

224. Чиков Б.М. Типы структурно-породных комплексов и принципы геологического картирования линеаментных зон динамометаморфизма //Геология и геофизика. 1988 а. - № 1. - С. 18-26.

225. Чиков Б.М. Физико-механические и механохимические предпосылки струкгурообразования в условиях стресс-метаморфизма //Структура линеаментных зон динамометаморфизма. -Новосибирск: Изд-во ИГиГ СО АН СССР, 1988 б. С. 5-28.

226. Чиков Б.М., Зиновьев С.В., Подцибастенкова Е.А. Морфологические типы структур тече-■ ния в бластомилонитах Иртышской зоны смятия //Геология и геофизика, 1988. - № 8. -С. 19-24.

227. Чиков Б.М., Каргаполов С.А., Ушаков Г.Д. Экспериментальное стресс-преобразование пироксенита //Геология и геофизика. 1989. - № 6. - С. 75-80.

228. Шатский Н.С. О структурных связях платформы со складчатыми геосинклинальными областями //Известия АН СССР. Сер. геол. 1947. - № 5. - С. 46-57.

229. Шафеев A.A. Докембрий Юго-Западного Прибайкалья и Хамар-Дабана. -М.: Наука, 1970. -179 с.

230. Шафеев A.A. Температурная зональность в полифациальных метаморфических комплексах Южного Прибайкалья //Геология и геофизика. 1973. - № 4. - С. 133-138.

231. Шерман С.И. Физические закономерности развития разломов земной коры. Новосибирск: Наука, 1977. - 102 с.

232. Шкодзинский B.C. Проблемы глобальной петрологии. Якутск: НИПК Сахаполиграфиздат, 2003.-240 с.

233. Шоу Д.М. Развитие ранней континентальной земной коры. Часть 2. Доархейская, протерозойская и более поздние эры //Ранняя история Земли. -М.: Мир, 1980. С. 40-63.

234. Шуркин К.А. Генетические типы мелких складчатых деформаций в гнейсах и мигматитах и их значение для структурного картирования (на примере архея Беломорья) //Геология и геохронология докембрия: Труды ЛАГЕД АН СССР. Л.: Наука, 1964. - Вып. 19. — С. 58-77.

235. Эволюция вещества при ультраметаморфизме (на примере докембрия Восточного Сибири) //Крылова М.Д, Седова И.С., Крылов И.Н., Глебовицкий В.А. Л.: Наука, 1972. - 180 с.

236. Эволюция южной части Сибирского кратона в докембрии /А.М. Мазукабзов и др.; науч. ред. Е.В. Скляров. Новосибирск: Изд-во СО РАН, 2006. - 367 с. - (Интеграционные проекты СО РАН; Вып. 11).

237. Эз В.В. Особенности структуры метаморфических толщ //Очерки структурной геологии сложно дислоцированных толщ. -М.: Недра, 1970. С. 192-258.

238. Эз В.В. Методы изучения метаморфических комплексов //Методические указания по геологической съемке масштаба 1:50000. Геологическая съемка в областях развития метаморфических образований. Л.: Недра, 1972, вып. 4. - С. 117-162.

239. Эз В.В. Тектоника глубинных зон континентальной земной коры. М.: Наука, 1976. - 167 с.

240. Эз В.В. Складкообразование в земной коре. -М.: Недра, 1985. 240 с.

241. Эз В.В. Структурная геология метаморфических комплексов,- М.: Недра, 1978. 191 с.

242. Ярошевский В. Тектоника разрывов и складок. -М.: Недра, 1981. 245 с.

243. Agron S.L. Structure and petrology of the Peach Bottom state, Pennsylvania and Maryland, and its environment//Bull. Geol. Soc. America, 1950, v. 61, № 11. P. 1256-1306.

244. Andersen L.S. and Unrug R. Geodynamic evolution of the Bangweulu Block, northern Zambia //Precambrian Res. 1984. V. 25. - P. 187-212.

245. Atlas of Deformational and Metamorphic Rock Fabrics //Editors G.J. Borradaile, M.B. Bayly and C.McA. Powell. New York: Springer-Verlag. - 1992. - 550 p.

246. Bak J., Korstgard J., Sorensen K. A major shear zone within the Nagssugtoquidian of West Greenland //Tectonophysics. 1975.-27. P. 191-209.

247. Bell Т.Н., Etheridge M.A. Microstructure of mylonites and their descriptive terminology //Lithos. 1973,- №6. -P. 337-348.

248. Bell Т.Н., Etheridge M.A. The deformation and recrystallization of quartz in a mylonite zone, Central Australia//Tectonophysics. 1976. - 32. - P. 235-267.

249. Bhattacharji S., Isuk E., Schleifer S. An experimental study on the evolution of boudinage structures //Quart. J. Geol., Mining and Met. Soc. India. Golden Jubilee Vol. 46. 1974. - P. 53-71.

250. Bibikova E.V., Williams I.S. Ion microprobe U-Th-Pb isotopic studies of zircons from three early Precambrian areas in the USSR //Precambrian Research, 48. 1990. - P. 203-221.

251. Billings M.P. Structural geology. Englewood Cliffs: Prentice-Hall, 1972. - 234 p.

252. Black L.P., James P.R. Geological history of the Archaean Napier Complex of Enderby Land //Antarctic Earth science: R.L. Oliver, P.R. James and J.B. Jago eds. - Canberra: Australian Academy of Science, 1983.-P. 11-15.

253. Black L.P., Sheraton J.W., James P.R. Late Archaean granulites of the Napier Complex, Enderby Land, Antarctica: a comparison of Rb-Sr, Sm-Nd and U-Pb isotopic systematic in a complex terrain // Precambrian Research. 1986 a. - 32. - P. 343-368.

254. Black L.P., Williams I.S., Compston W. Four zircon ages from one rock: the history of a 3930 Ma-old granulite from Mount Sones, Enderby Land, Antarctica //Contr. to Mineral, and Petrol. 1986 b. - 94. - P. 427-437. ,

255. Black L.P., Harley S.L., Sun S.S. and McCulloch M.T. The Rayner Complex of East Antarctica: complex isotopic systematic within a Proterozoic mobile belt //J. Metamorphic Geol. 1987. -№5.-P. 1-26.

256. Black L.P., Kinny P.D., Sheraton J.W., Delor C.P. Rapid production and evolution of late Archaean felsic crust in the Vestfold Block of East Antarctica //Precambrian Research. 1991, 50. -P. 283-310.

257. Black L.P., Sheraton J.W., Kinny P.D. and Maxwell S. The difficulties of dating mafic dykes: An Antarctic example //Mafic Dykes and Emplacement Mechanism (abstr.). Second International Dykes Conference. Adelaide. - 1990.

258. Camacho A., Vernon R.H., Fitzgerald J.D. Large volumes of anhydrous pseudotachylite in the Woodroffe Thrust, eastern Musgrave Ranges //Aust. J. Struct. Geol. 1995. - 17. - P. 371-383.

259. Carey S.W. Folding. Univ. Tasmania, Dept. Geol., Publ. 95. - 1962. - P. 95-187.

260. Clarke G.L. Structural constraints of the Proterozoic reworking of Archaean crust in the Rayner Complex, McRobertson and Kemp Land Coast, East Antarctica //Abstracts 5th International Symposium on Antarctic Earth Science. Cambridge. - 1987. - P. 29.

261. Clarke G.L. Structural constraints of the Proterozoic reworking of Archaean crust in the Rayner Complex, McRobertson and Kemp Land Coast, East Antarctica //Precambrian Research, 40-41 -1988.-P. 137-156.

262. Cloos E. Lineation, a critical review and annoted bibliography //Geol. Soc. Amer. Mem. 1962, 18.-122 p.

263. Cloos E. Boudinage//Trans. Amer. Geoph. Union. 1947. -V. 28. - P. 626-632.

264. Cobbold P.R., Quinquis H. Development of sheath folds in shear regimes //J. Struct. Geology. -1980.-V. 2.-P. 119-126.

265. Collerson K.D. and Sheraton J.W. Age and geochemical characteristics of a mafic dyke swamp in the Archaean Vestfold Block, Antarctica: Inferences about Proterozoic dyke emplacement in Gondwana //J. Petrol. 1986, 27. - P. 853-886.

266. Daly M.C. Crustal shear zones and thrust belts: their geometry and continuity in central Africa // Philos. Trans. R. Soc. London A. 1986. - 317. - P. 111-128.

267. Daly M.C. Crustal shear zones in Central Africa: A kinematic approach to Proterozoic tectonics //Episodes. 1988. - 11. - P. 5-11.

268. Daly M.C., Klerkx J. and Nanyaro J.T. Proterozoic strike-slip accretion in the Ubendian belt of south-west Tanzania //Terra Cognita. 1985. - 5. - P. 257.

269. Delvaux D. The Karoo to Recent rifting in the western branch of the East African Rift system: A bibliographical synthesis //Rapport Annuel 1989-1990. Tervuren: Mus. R. Afr. centr., Dep. Geol. Mineral., 1991. - P. 63-83.

270. Delvaux D., Levi K.G., Kajara R. and Sarota J. Cenozoic paleostress and kinematic evolution of the Rukwa-North Malawi Rift valley (East African Rift system) //Bull. Centr. Rech. Explor. Prod. Elf Aquitaine. 1992. -V. 16, № 2. - P. 383-406.

271. Delvaux D., Moeys R., Stapel G., Melnikov A., Ermikov V. Paleostress reconstruction and geo-dynamics of the Baikal region, Central Asia, Part 1. Paleozoic and Mesozoic pre-rift evolution //Tectonophysics. 1995. -T. 252. - P. 61-101.

272. Fitzsimons I.C., Thost D.E. Geological relationships in high-grade basement gneiss of the northern Prince Charles Mountains, East Antarctica //Australian J. Earth Sciences. 1992. - 39. - P. 173-193.

273. Halligan R. The Proterozoic rocks of western Tanganyika //Bull. Geol. Surv. Tanganyika. 1962. -V. 34.-34 p.

274. Harpum J.R. Summary of the geology of Tanzania //Memoir vol. 1 Geol. Surv. Of Tanganyika. -Dar es Salaam: Gov. Print, 1970. 58 p.

275. Hobbs B.E., Means W.D., Williams P.F. An outline of structural geology. New York: Wiley and Sons, 1976. - 571 p.

276. Hobbs B.E., Ord A., Teyssier C. Earthquaesin the ductile regime? //Pure Appl. Geophys. 1986.- 124.-P. 309-336.

277. Kamenev E., Andronikov A.V., Mikhalsky E.V. et al. Soviet geological maps of the Prince Charles Mountains, East Antarctic Shield //Australian J. Earth Sciences. 1993. - 40. - P. 501517.

278. Kilembe E.A. and Rosendahl B.R. Structure and Stratigraphy of the Rukwa rift //Tectonophysics.- 1992. V. 209. - P. 143-158.

279. Klerkx J. and Nanyaro J.T. The Ukinga Group in southwestern Tanzania: a shear belt of middle Proterozoic age? //Newslett. J. Tervuren: Belgium, Int. Geol. Correl. Program 255. - 1988. -P. 37-41.

280. Kroner A. Proterozoic mobile belts compatible with the plate tectonic concept //Geol. Soc. Am

281. Surv. Finl. 1989. - V. 350. - 72 p. McConnell R.B. Geological Development of the rift system of eastern Africa //Geol. Soc. Amer. Bull. - 1972. -V. 83. - P. 2549-2572

282. McConnell R.B. A resurgent taphrogenic lineament of Precambrian origin in eastern Africa //J.

283. Geol. Soc. London. 1980. - 137. - P. 483-489. Mclntyre G.E. Note on two lineated tectonites from Stratavon, Banffshire //Geol. Mag. - 1950. -V. 87, №3.-P. 57-66.

284. Melnikov A.I., Lepin V.S., Solodyankina V.N., Brandt S.B. Rb-Sr isochren age of quarzite gneisses of the Anabar Schield supracomplex //5th Working Meeting "Isotope in Nature". Leipzig, DDR, 1989. P. 27-30.

285. Melnikov A.I., Lepin, V.S., Solodyankina, V.N., Brandt, S.B. Rb-Sr isochron age of Quartzite-gneisses from the supracomplex of the Anabar Shield //Fifth Working Meeting "Isotope in Nature" Proceedings. Leipzig. - 1990, Part 1. - P. 41-58.

286. Melnikov A., Mazukabzov A., Sklyarov E., Vasiliev E. Baikal rift basement: structure and tectonic evolution //Bull. Centres Rech. Explor.: Prod Elf Aquitane. Boussens, France. - 1994. -18, №1. - P. 99-122.

287. Michot P. La geologie des zones profondes de l'ecorce terrestre //Bull. Soc. Geol. Belgique. -1956, v. 80, №1-2.-P. 19-59.

288. Mitra G. Ductile deformation zones and mylonites: the mechanical processes involved in the deformation of crystalline basement rocks //Am. J. Sci. 1978. - 278. -P. 1057-1084.

289. Moller A., Appel P., Mezger K. and Schenk V. Subduction of oceanic crust at 2 Ga (Usagaran Belt Tanzania) //Abstr. EUG, 8. 1995. P. 101.

290. Morley C.K. Variable extension in Lake Tanganyika //Tectonics. 1988. - № 7. - P. 785-802.

291. Morley C.K. Extension, detachments and sedimentation in continental rifts (with particular reference to east Africa) //Tectonics. 1989. - № 8. - P. 1175-1192.

292. Morley C.K., Nelson R.A., Patton T.L. and Munn S.G. Transfer zones in the East African Rift system and their relevance to hydrocarbon exploration in rifts //AAPG Bull. 1990. - № 74. -P. 1234-1259. '

293. Morley C.K., Cunningham R.M., Harper R.M. and Wescott W.A. Geology and geophysics of the Rukwa rift, east Africa //Tectonics. 1992. - № 11. - P. 68-81.

294. Passchier C.W. Flow in natural shear zones the consequences of spinning flow regimes //Earth and Planetary Science Letters. - 1986. - V. 77. - P. 70-80.

295. Passchier C.W., Trouw R.A. J. Microtectonics. Germany: Springer-Verlag. - 1996. - 289 p.

296. Paterson M.S and Weiss L.E. Symmetry Concepts in the Structural analysis of Deformed Rocks

297. Bull. Geol. Soc. Am., 72. 1961. - P. 841-882.

298. Price N.J. Mechanics of jointing in rocks //Geol. Mag. 1959. - V. 96, №'2. - P. 149-167.

299. Price N.J. and Cosgrove J.W. Analysis of geological structures. Cambridge: Cambridge University Press. - 1990. - 502 p.

300. Ramsay J.G. Folding and fracturing of rocks. London: McGraw-Hill, 1967. - 568 p.

301. Ramsay J.G., Huber M.I. The techniques of modern structural geology. V. 1: Strain analysis. -London: Academic Press, 1983. - 307 p.

302. Ramsay J.G., Huber M.I. The techniques of modern structural geology. V. 2: Folds and Fractures. - London: Academic Press, 1987. -462 p.

303. Ring U. Aspects of the kinematic history and mechanisms of superposition of the Proterozoic mobile belts of eastern Central Africa (northern Malawi and southern Tanzania) //Precambrian Res. 1993. - 62. - P. 207-226.

304. Ring U., Betzler C. and Delvaux D. Normal versus strike-slip faulting during rift development in east Africa: Malawi Rift //Geology. 1992. - V. 20. -P. 1015-1018.

305. Rosen O.M. Metamorphic effects of tectonic movements at the lower crust level, Proterozoic collision zones and terranes of the Anabar shield //Geotectonics, 1995. V. 29, № 2. - P. 91-101.

306. Rosen O.M. Siberian craton a fragment of a Paleoproterozoic Supercontinent //Russian J. Earth

307. Sci. 2002. - V. 4, № 2. P. 103-119. (http:ijes.wdcb.ru/cont0402.htm.

308. Rosendahl B.R., Reynolds D.J., Lrber P.M. et al. Structural expressions of rifting; Lessons from Lake Tanganyika, Africa //Sedimentation in the African Rift, edited by L.E. Fostich et. al., Geol. Spec. Publ. London. 1986. - 25. - 29-43.

309. Rutter E.N. The kinetics of rock deformation by pressure solution //Phil. Trans. R. Soc. Lond. -1976.-A28. P. 203-219.

310. Sander B. Gefugekunde der Gesteine. Springer-Verlag OHG, Wienna. - 1930. - 352 p.

311. Sander S.D. and Rosendahl B.R. The geometry of rifting in Lake Tanganyika //J. Afr. Earth Sci. -1989. -№ 8.-P. 323-354.

312. Sanderson D.J. Patterns of boudinage and apparent stretching lineation developed in folded rocks //J. Geol., 82. 1974. - № 5. - P. 651-667.

313. Schmid S.M., Boland J.N., Paterson M.S. Superplastic flow in fine grained limestone //Tectonophysics. 1977. - 43. - P. 257-291.

314. Scott D.L., Etheridge A. and Rosendahl B. Oblique-slip deformation in extensional terrains: A case study of the Lakes Tanganyika and Malawi rift zones //Tectonics. 1992. - № 11. - P. 998-1009.

315. Sen R., Mukherjee A.D. Comparison of experimental and natural boudinage //Geol. Mag. 1975. -112, №2.-P. 191-196.

316. Shackleton R.M. and Ries A.C. The relation between regionally consistent stretching lineations and plate motions //J. Struct. Geol. 1984. - № 5. - P. 111-117.

317. Sheraton J.W., Black L.P. Geochemistry of Precambrian gneisses: relevance for the evolution of the East Antarctic shield //Lithos. 1983. - 16. - P. 273-296.

318. Sheraton J.W., Collerson K.D. Archaean and Proterozoic geological relationships in the Vestfold Hills-Pryds Bay area, Antarctica //BMR J. Aust. Geol. Geophys. 1983, № 8. - P. 119-128.

319. Sibson R.H. Fault rocks and fault mechanisms //J. Geol. Soc. Lond. 1977. - 133. - P. 191-213.

320. Sklyarov E.V., Gladkochub D.P., Donskaya T.V. et al. Assembly and Breakup of Rodinia Supercontinent: Evidence From South Siberia (Guidebook and abstract volume Workshop IGCP-440). Irkutsk: IEC SB RAS, 2001.-201 p.

321. Sklyarov E.V., Theunissen K., Melnikov A.I. et al. Paleoproterozoic eclogites and garnet pyrox-enites of the Ubende belt (Tanzania) //Schweiz. Mineral. Petrog. Mitt. 78. - 1998. - P. 257271.

322. Smirnov V., Pentel'kov V., Tolochko M. et al. Geology and minerals of the central part of the western rift //Report on Geological Mapping. Tanzania: Miner, and Resour. Div. Dodoma, 1973.-333 p.

323. Spry A. Metamorphic Textures. Oxford: Pergamon Press, 1969. - 350 p.

324. Stel H. Crystal growth in cataclasites: diagnostic micro structures and implications //Tectonophysics. 1981. - 78. - P. 585-600.

325. Sutton J., Watson J. and James T.C. A study of the Metamorphic Rocks of Karema and Kungwe Bay, western Tanganyika //Bull. Geol. Surv. Tanganyika. 1954. - V. 22. - 70 p.

326. Sutton J. and Watson J. Structure in the Caledonides between Loch Duich and Gleneld, Northwest Highlands//Quart. J. Geol. Soc., 114, 1959. -C. 231-257.

327. Sutton J. and Watson J.V. Architecture of the continental crust //Philos. Trans. R. Soc. London A. 1986.-317.-P. 5-12.i

328. Theunissen K., Klerkx J., Melnikov A., Mruma A. Mechanisms of inheritance of rift faulting in the western branch of the East African Rift, Tanzania //Tectonics. 1996. - Vol. 15, № 4. - P. 776-790.

329. Turner F.J. and "Weiss L.E. Structural analysis of metamorphic tectonites. New-York: McGraw-Hill, 1963.-545 p.

330. Twiss R.J., Moores E.M. Structural Geology. New York: W.H. Freeman and Company, 1992. -532 p.

331. Tanganyika and Malawi, East Africa //Nature. 1989. - 337. - P. 354-357. Weiss L.E. and Mclntyre D.B. Structural Geometry of Dalradian Rocks at Loch Leven, Scottish

332. White S.N., Burrows S.E., Carreras J. et al. On mylonites in ductile shear zones //J. Struct. Geol.- 1980. -№ 2. -P. 175-187.

333. Williams I.S., Compston WM Black L.P. et al. Unsupported radiogenic Pb in zircon: a cause of anomalously high Pb-Pb, U-Pb and Th-Pb ages //Contrib. Mineral. Petrol. 1984. - 88. - P. 322-327.

Информация о работе

Мельников, Александр Иванович
доктора геолого-минералогических наук
Иркутск, 2008
ВАК 25.00.03

Диссертация

Структурная эволюция метаморфических комплексов древних щитов - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы