Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Структурная эволюция центрального сектора Иньяли-Дебинской тектонической зоны

ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Структурная эволюция центрального сектора Иньяли-Дебинской тектонической зоны"

АКАДЕМИЯ НАУК СССР СИБИРСКОЕ ОТДЕЛЕНИЕ ИНСТИТУТ ГЕОЛОГИИ И ГЕОФИЗИКИ

На правах рукописи

РОйШН Степан Степанович

УДК 551.24 (571.56)

СТРУКТУРНАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ЦЕНТРАЛЬНОГО СЕКТОРА ИНЬЯЛИ-ДЕБЙНСКОЙ ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ЗОНЫ

04.00.04 - геотектоника

Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата геолого-иинералогических наук

НОВОСИБИРСК - 1989

Работа выполнена в Якутском институте геологических наук Сибирского отделения АН СССР.

Научный руководитель: доктор геолого-иинералогических наук, профессор Л.М.Парфенов

Официальные оппоненты: доктор геолого-ыинералогических

наук Г.С.Гусев,

кандидат геолого-минералогических наук П.М.Бондаренко

Ведущая организация: ПГО "Якутскгеология", г. Якутск

Защита оостоится % 1990 г. в чао.

на заседании специализированного совета Д 002.50.03 при Институте геологии л геофизики СО АН СССР, в конференц-зале.

Адрес: 630090, Новосибирск,90, Университетский пр-т, 3.

С диссертацией ионно ознакомиться в библиотеке ИГиГ СО АН

СССР.

Автореферат разослан ".££_" 19<?Уг.

Учений секретарь специализированного совета к.г.-м.н.

Хабаров

. , введен ИЕ

Актуальность работы определяется необходимостью применения методики детальнее структурных исследований при изучении тектонических зон покровного и покровно-складчатого строения. Иньяли-Дебинская тектоническая зона является крупным элементом Верхояно-Колымских мезозоид. Она отчетливо обособляется от смежных структур по' структурно-формационным признакам и представляет собой хороший объект для применения методики структурного анализа. Иньяли-Дебинская тектоническая зона является одним из важных рудных районов Восточного Верхоянья с разнообразит,! спектром полезных ископаемых (золото,' сурьма, полиметаллы). Расшифровка структурной эволюции зоны, морфологии, кинематики и относительной последовательности образования складчатых и разрывных нарушений ваяна для выявления структурного положения известных рудных месторождений и определения направления поисковых работ. Актуальность работы связана с расширяющимися в Восточном Верхоянье работами по государственной геологической съёмке масштаба 1:50000.

Цель работы - на основании детального структурного анализа видимых в обнажениях структурных форм выявить морфологические, кинематические особенности складчатых и разрывных деформаций, их относительную последовательность, построить общую тектоническую модель строения и истории формирования Иньяли-Дебинской зоны.

Задачи исследования:

1. Изучить деформационные структурные элементы, установить признаки проявления наложенных деформаций в складчаиых и разрывных нарушениях, выявить структурные парагенезисы и последовательность их формирования.

2. Установить взаимоотношения складчатых форм с надвигами, взбросами и сдвигами.

3. Выявить этапы деформаций по выделяемым подзонам, провести их корреляцию и построить общую модель структурной эволюции цент-ь рального сектора Иньяли-Дебинской тектонической зоны.

Фактический материал, положенный в основу работы, получен автором в процессе полевых работ 1985-1988 гг. Использованы все ос. новные материалы геологического картирования и тег/атических исследований территории, а также опубликованные в литературе данные по геологии района

Защищаемые положения:

1. Центральный сектор Иньяли-Дебинской тектонической зоны имеет, покровно-складчатое строение. Слагающие её структурно-формационнке комплексы отделяются друг от друга зонами пологих разломов типа надвигов и межформационных срывов. Они надвинуты друг на друга с северо-востока к юго-западу под воздействием тангенциальных напряжений и совместно деформированы в складки.

2. Устанавливаются не менее 4 этапов деформаций.'Этапы деформаций имеют собственные структурные формы определенной кинематики. '

В первый этап формировались пологие надвиги, межпластовые срывы и связанные с ними лежачие изоклинальные складки с кливажем осевой поверхности. Сжатые складки второго этапа накладываются на ранние структуры. Кливаж, синхронный с ними, ориентирован под углом к крыльям и осевым поверхностям ранних складок. Третий этап деформаций^характеризуется образованием складчатости общего смятия, взбросов и надвигов по всей Иньяли-Дебинской зоне. Наиболее поздние складчатые и разрывные дислокации отнесены к четвертому этапу деформации: сопряженные левые и правые сдвиги и связанные с ними складки с крутыми шарнирами и субвертикальными осевыми поверхностями.

3. Этапы деформаций, сформировавшие структуру Иньяли-Дебинс-кой зоны, являются позднемезозойскими и происходил? в интервале от средней юры до позднего мела. Процесс складкообразования мигрировал с северо-востока к юго-западу, последовательно отражаясь в структурных преобразованиях во всех -подзонах Иньяли-Де-бинской зоны. ,

Научная новизна. В работе впёрвые обосновано покровно-складчатое строение Мньяли-Дебинской тектонической зоны, охарактеризована её структурная эволюция. Работа содержит новое решение актуальной научной задачи - создание тектонической модели Иньяли-Дебинской зоны с применением методики детального геометрического анализа. На конкретном материале раскрыты возможности методики при расшифровке строения и истории формирования крупного участка мезозоид Восточной Якутии.

Практическая значимость работы. Основные выводы о покро.вно- ^

___________складчатом строении зоны и её структурной эволюции могут быть

использованы как при крупномасштабном геологическом картировании,

"так и при геологоразведочных работах при определении структурного положения рудных месторождений и рудопроявлений. Часть материалов диссертации оформлена в вида научного отчета "Структурная эволюция центрального сектора Иньяли-Дебинской тектонической зоны" (1988г.), который был передан в научный архив ЯЩ СО АК СССР. Отчет одобрен НТС Верхне-Индигирской геолого-разведочной экспедиции ПГО "Якутскгеология" и принят в фонды ЗИГРЭ, намечено внедрение методики структурного анализа в практику работ В!ДГРЭ (протокол заседания НТС ВИГРЭ от 29.03.89). .

Апробация работы. Материалы диссертации докладывались автором на НТС Верхне-Индигирской геолого-разведочной экспедиции (пос.Усть-Нера, 1987, 1989), на XXI Всесоюзном тектоническом совещании (Москва, 1988), обсуждались на межлабораторных семинарах и заседаниях секции Ученого Совета Института геологии ЯЩ ' СО АН СССР (1988, 1989).

Публикации. Автором опубликовано по теме диссертации 3 работы.

Структура и объём работы'. Работа состоит из 135 страниц машинописного текста, 81 рисунков, состоит из введения, 7 глав и заключения. Список литературы содержит 88 наименований. Диссертация выполнена в лаборатории тектоники Института геологии ЯНЦ СО АН СССР в заочной аспирантуре при Якутском научном центре СО АН СССР. Автор обсувдал отдельные положения диссертации с М.Д.Булгаковой, В.С.Оксманом, А.В.Прокопьевым, В.Ф.Тимофеевым, Ф.Ф.Третьяковым. В оформлении работы большую техническую помощь оказали С.В.Коршунова, И.Е.Лебедева, А.П.Неустроев, И.В.Парфёнова, А.Г.Степанов, В.А.Ярков. Всем вышеперечисленным лицам автор выражает свою благодарность.

Глава I. ТЕКТОНИЧЕСКИ ОЧЕРК. РАЙОНИРОВАНИЕ, СОСТОЯНИЕ ИЗУЧЕННОСТИ. ПРЕДСТАВЛЕНИЯ О ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ПРИРОДЕ

Иньяли-Дебинскэя тектоническая зона, являющаяся составной частью Верхояно-Колымских мезозоид, сложена преимущественно верхнетриасовыми и юрскими терригенными морскими отложениями. Она протягивается в северо-западном направлении почти на 1000 км при ширине 100-150 км, охватывая предгорья и юго-западный склон горной системы Черского. Юго-западным её ограни-

чением является Адыча-Тарынская зона разломов, по которой она граничит с Лдьтанской тектонической- зоной, сложенной также терри-генными толщами триасового и, в -меньшей мере, юрского возраста.

Северо-восточная граница Иньяли-Дебинской зоны определяется блоками палеозойских карбонатных и терригенно-карбонатных пород, расположенных в осевой части горной системы Черского (Сму-левский, Хаяргастахск"й, Чималг^нский и Тас-Хаяхтахский блоки), которые относятся к самостоятельной Момско-Селенняхбкой тектонической зоне.

Иньяли-Дебинская зона соответствует Иньяли-Дебинскому мега-синклинорчю (по А.Д.Чехову, I97J) или Иньяли-Дебинскому с«нклчно-рию'с пр"лежащичи к нему Нерским и Чиба^алах-Эрикитским антикли-нориями по тектонической схеме геологов ВИГГО.

Иньяли-Дебинская зона подразделяется на 3 подзоны: Нерскуто, Иньялинскую и Чибагалах-Эрикитскую, обособляющиеся по структур-но-формационкым признакам.

Нерская подзона располагается на юго-западной окраине зоны, бтделяется от Адычанской воны по Адыча-Тарынско0 зоне разломов. Подзона сложена преимущественно верхнетриасовыми толщами, отложения среднего триаса менее распространены и вскрываются в юго-западной части подзоны. В подзоне вьщеляется ряд линейных иибра- -хиформных картируемых складок с выдержанной юго-западной верген-тностью и крутыми осевыми поверхностями. К наиболее крупным разломам подзоны относятся Чай-Юрьинский и Нерский разломы, представленные серией крутопадающих разрывов. Адыча-Тарынская зона разломов является сложной структурой, включающей, надвиги, взбросы и сдвиги, сопровождающиеся зонами смятия.

Вго-западная граница ИньялинсКой подзоны, сложенной юрскими терригеннычи толщами, в бассейнах рр.Индигирка и Адыча совпадает с Чаркы-Индигирским надвигом, прослеженным при геологической съёмке ьа 400 км (Вишневский, 1980 г.; Архипов и др., IS8I; Михайлов и др., 1987г.). Утачанский аллохтон (20-25 км в поперечнике) рассматривается как часть Чаркы-Инди гирек ого надвига (На-тапов, Сурмилова, 1986). Подзона отличается линейностью складчатых структур, часто имеющих "эшелонированное" расположение. Отмечается увеличение степени сжатости, складок от открытых до изоклинальных по направлению к северо-востоку, характерна юго-западная вергентность складок.общего смятия.

Чибагалах-Эрикитская подзона сложена юрскими и, в меньшей степени, средне-верхнетриасовыми отложениями, которые слагают ряд узких тектонических клиньев. Юго-западная граница подзоны проходит по Чаркы-Иньялинской системе разломов, состоящей из ряда крутопадающих разломов (Мощенко, Шаткин, 1984г.). Складчатые структуры подзоны представлены открытыми и сжатыми цилиндрическими складками с пологим зеркалом складчатости. Осевые поверхности складок субвертикальны или имеют крутое падение к северо-востоку. Массивы граниоидов Главного батолитового пояса срезают складчатые структуры, но, в целом, ориентированы конформно с ними. Северо-восточная граница подзоны и всей Иньяли-Дебинской зоны проводится по зоне разлома Дарпир, отделяющей её от смежной Момско-Селенняхской тектонической зоны. Тас-Хаяхтахский, Чимал-гинский, Хаяргастахский и Омулевский блоки этой зоны сложены карбонатными и терригенно-карбонатными толщами палеозоя. Вдоль всей зоны протягиваются вулканогенко-осадочные образования позд-неюрского Уяндино-Ясачненского вулканогенного пояса. Структура Момско-Селенняхской зоны рассматривается как складчато-блоковая, развиты открытые и сжатые до изоклинальных складки с крутыми осевыми поверхностями юго-западной вергентности с наложением сложной приразломной складчатости.

Иньяли-Дебинская тектоническая зона рассматривалась как остаточный геосинклинальный прогиб, образованный вследствие мигра-• ции геосинклиналей в восточном направлении (Шаталов, 1936; Спрингис, 1958; Гавриков, 1958; Мокшанцев и'др., 1964). В плит-нотектонической модели геологов НПГО "Аэрогеология" она выделяется как тыловой прогиб Уяндино-Ясачненской островной дуги поэд-неюрского возраста (Иатапов, Ставский, 1985; Натапов, Сурмилова, 1986). Автор придерживается точки зрения Л.М.Парфёнова, который считает, что отложения Нерской подзоны формировались у подножия пассивной континентальной окраины, и, возможно, даже в пределах малого океанического бассейна. Средне-верхнеюрскйе отложения относятся к образованиям остаточных прогибов (Парфёнов, 1984, 1988).

Глава 2. МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЯ .

В процессе полевых исследований автором изучались видимые в •обнажениях'структуры и структурные элементы: складки, разрывы,

трещиноватость, что сопровождалось массовыми замерами слоистости, кливажа, трещин, зеркал скольжения, шарниров и осевых поверхностей складок. Данные по ориентировке структурных элементов обрабатывались на стереограммах.

Методика структурного анализа .дислокаций изложена в ряде работ ( Гигпег, Weiss , 1963; , Ramsay , 1967; Эз, 1967, 1970, 1972; Дук, 1967; Дук и др., 1975ч Лазарев, 1972; Казаков, 1976,. I960; Принципы..., 1976; Миллер, 1973, .1976, 1982; Архипов и др., 1983).

Сочетание структурных форм, получивших развитие в конкретной геологической обстановке и обусловленных одним полем напряжений, называется,структурным парагенезисом (Пяталаха, 1970;.Миллер, 1976; Милеев, 1978),

Геометрический анализ структуры основан на принципах выявления признаков наложенных деформаций, соответствия структурных форм полям тектонических напряжений, определения разновозраст-ности структурных форм.

Последовательность формирования структурных парагенезисов, т.е. этапов деформаций, определяется как непосредственными наблюдениями взаимоотношений элементов разновозрастных структур на обнажения*, так и путем геометрического анализа стереограмм. В поле тектонических напряжений закономерно к нормальным напряжениям ориентируются трещины скола и отрыва, в завгсимости от • ориентировки осей главных тектонических напряжений возникают разломы разной кинематики. Обычно развиты две системы сопряженных трещин скалывания, образующие динамопару. По ним реконструируется ориентировка эллипсоида деформаций, по методике И.В.Гзовского (1975) выявляются оси главных нормальных тектонических напряжений.

Надвиговым системам, их классификации и терминологии посвящен ряд работ зарубежных ученых ( Dahlstrom 1970; Воуег,

Elliott , 1982; Mitra , 1986). Выявление структур типа чешуйчатых вееров и дуплексов имеет большое практическое значение для решения задач геологоразведки и картирования*

Глава 3. АДЫЧА-ТАШНСКАЯ 30RA РАЗЛОМОВ

Строение зоны изучалось в бассейне рр.Эльгй и Тобычан (Парфёнов, Рожин, Третьяков, 1988). Адыча-Тарынская зона разломов про-

тягивается в северо-западном направлении на 900 км, отделяя Иньяли-Дебинскуто тектоническую зону от Адычанской. Впервые она была выделена как металлогеническая, рудная зона (Бычок, 1969). Зона рассматривалась как полоса повышенной дислоцированности, как глубинный разлом (Владимиров, 1973; Бергер, 1978). Стратиграфия верхнетриасбвых толщ зоны была изучена при крупномасштабном геологическом картировании (Д.И.Троицкий, В.П.Климат, М.М.Шаш-кин, И.А.Шашкина, С.В.Петров, А.Н.Вишневский и др.). На основании существенных различий в составе позднотриасовых и юрских отложений и отличий в комплексах органических остатков по разные стороны разлома Ю.В.Архипозым с соавторами выделены две струк-турно-фациалькые зоны, разделенные Адыча-Тарынским разломом: Дер-беке-Эльгинская на юго-западе я Ниткан-Тобычанская на северо-востоке (Архипов и др., 1981). По нашим данным, эти зоны отличаются и по складчатым и разрывным дислокациям. В юго-западном крыле зоны разлома развиты асимметричные складки с пологими шарнирами, имеются кливаж осевой поверхности, линейность пересечения слоистости и кливажа и образованная ими ромбовидная отдельность. По изменениям простирания осей складок в плане выявляются наложенные складки. На правобережье р.Индигирки (устье р.Тыаллах) при пологом залегание слоистости обнаруживаются надвиги и межпластовые срывы с соответствующими складками. В северо-восточном крыле зоны разлома установлены две генерации ранних складок и сопряженные с ними надвиги, отсутствующие в юго-западном крыле. В ранние лежачие складки смята слоистость, видны фрагменты раннего кливажа осевой поверхности. Более раннее их происхождение установлено по наличию секущего лежачие складки кливажа. Здесь же наблюдаются наложенные складки второй генерации, изгибающие этот кливаж в алевролитах и прямые, наложенные складки третьей генерации с кли-важом осевой поверхности. Наиболее поздними являются конические и цилиндрические складки четвертой генерации с крутыми шарнирами, сопряженные с правыми сдвигами северо-западного простирания и с субширотными сдвигами.

Анализ структурного положения рудных месторождений Адыча-Тарынской зоны разломов позволяют предполагать, что сурьмяные месторождения контролируются зонами растяжения, связанными с правыми сдвигами северо-западного простирания, и сопряженными с ними левыми субширотными сдвигами. Кроме того, в замках кониг

«еских и цилиндрических присдвиговых складок с крутыми шарнирами, в полостях отслоения слоев возникают седловидные жилы с крутыми шарнирами типа рудных тел'месторождения Жданное, описанного В.И.Соловьевым (Рожков и др., 1971). Наложенный характер рудо-контролирутощих структур следует учитывать при изучении рудных месторождений Лдыча-Тарынской зоны разломов.

Глава 4. ИНЬЭДИ-ДЕБИНСКАЯ ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЗОНА,

Центральный сектор Иньяли-Дебинской зоны изучался в протяженных береговых обнажениях рр.Индигирка, Нера, Артык.

. Нерская подзона. Дислокационные образования подзоны сформированы в три этапа деформаций. С первым этапом деформаций связаны лежачие складки и резкие изломы слоистости, образованные при над-виговых подвижках в зоне Нерского разлома. При втором этапе деформаций образовались прямые и наклонные складки общего смятия. Более раннее происхождение лежачих складок предполагается на основании геометрического анализа взаимоотношений структурных элементов первого и второго этапов деформаций. Складки второго этапа деформаций имеют северо-западное (до субширотного) простирание, пологие шарниры и крутые осевые поверхности. Отмечается юго-западная вергентность складчатости второй генерации. По углу крыльев . они относятся к сжатым и открытым структурам. Разви" интенсивный веерообразный кливаж, в узких замках складок 'соответствующий ориентировке осевых поверхностей. Складки связаны с сиртемой продольных взбросов. Третий этап деформаций проявлен на площади неравномерно, выражен складками с крутыми шарнирами и осевыми поверхностями, наложенными на ранее образованную структуру. Эти склад,- . ки связаны со сдвиговыми деформациями в зонах продольных и секу-, щих разломов. По стереометрии они относятся как к цилиндрическим, так и к коническим структурам. С ними связаны проявления узких зон рассланцевания, наложенный кливаж.

Юго-западной границей Иньялинской подзоны, сложенной юрскими ,' терригенными образованиями,-является,Чаркы-Индйгирский надвиг. В зоне надвига выделяется не менее 2-х_этапов-складчатых дислокаций, описаны ранние"лежачие складки и открытые наложенные складки с пологими шарнирами и. крутыми осевыми поверхностями. Плоскость сместителя надвига деформирована в открытые наложенные складки.

второй генерации. Второй этап деформаций по всей подзоне выражен складками общего смятий с юго-западной вергентностью. Шарниры складок пологие, осевые поверхности крутонаклонные. Складки линейные, протяженные и узкие, имеют эшелонированное расположение в плане. В басе. р.Иньяли оти складки имеют изоклинальный вид. Третий этап деформаций проявлен в образовании складок с крутыми шарнирами к крутыми осевыми поверхностями. В устье р.Арга-Мой описано наложение конических складок на ранее сформированные складки с пологими шарнирами. На стереограммах четко видно различие распределения полюсов слоистости в цилиндрических и конических складках.

Северо-восточной границей Иньялинской подзоны является Чаркы-Иньялинская система взбросов, вьщеленная М.М.Шашкиным и др., (1984). Данная зона разломов примерно соответствует Иньяли-Де-бинскому региональному разлому, охарактеризованному Г.С.Гусевым как правый сдвиг (Гусев, 1979).

Чибагалах-Эрикитская подзона вьзделяется геологами ВИГРЭ как Чибагалах-Эрикитский антиклкнорий. Подзона сложена верхнетриасовыми и юрскими отложениями, граничит с Иньялинской подзоной по ЧаркьиИньялинской системе взбросов. По последним данным (Мощенко, Шашкин, 1984 г.), строение подзоны складчато-'-блоковое, имеется основание предполагать наличие лежачих складок в алевролитах, описаны линейные прямые и наклонные складки, интенсивная приразлом-ная складчатость, развиты надвиги, взбросы и сдвиги, выявлена чешуйчат о-надвиговая структура толщ. В целом, структура Чибагалах-Эрикитской подзоны осложнена широким распространением магматических образований, включающих позднеюрские и раннемеловые интрузивные и субвулканические тела и занимающих до 60% площади подзоны. Наложение приразломной складчатости в подзоне характерно как для продольных, так и поперечных зон разломов. Дугообразные изгибы осей складок в плане с выпуклостью изгиба к северу и северо-востоку описаны Д.И.Мощенко, М.М.Шашкиным (1984 г.) в Чибагалах-Буркатской зоне "скрытых" поперечных разломов. Юго-западным продолжением зоны разломов является Буркатскчй поперечный ряд интрузий (пояс даек кислого, среднего, основного состава и Буркатский гранитоидный массив). Чибагалах-Эрикитская подзона граничит со смежной Момско-Селейняхской тектонической зоной по разлому Дарпир. Он является важным пограничным швом, хорошо выражен в геофизичес-

« них понях, проявлен мощными зонами интенсивного рассланцевания и ка?аклаза. Г.С.Гусэвым (1979) указано на правосдвиговуга кинематику разлома. Надвиговый характер некоторых разрывов зоны Дар-пирского разлома на р.Учча описан М.М.Шашкиным (1984 г.).

Специальные структурные исследования, проведенные в Тас-Хаях-тахском блоке Л.М.Парфёновым и др., показали покровно-складчатое строение палеозойских и мезозойских толщ Момско-Селенняхской тектонической зоны (Парфёнов, Оксман, Шагакин, 1989). Данную зону принято рассматривать в качестве ряда горст-антиклинориев, сложенных породами палеозоя и протерозоя, которые крутыми разломами отделяются от обрамляющих их мезозойских толщ. При тематических исследованиях в последние годы здесь были описаны крупные надвиги, изоклинальные лежачие складки, офиолиты и олистостромы, что не согласуется с представлениями о г орет-антиклинорном строении Момско-Селенняхской зоны (Архипов, 1981,.1984; Долгов и др., 1982).

В бассейне руч.Кыбытыгас, левого притока р.Чибагалах, описана серия тектонических пластин мощностью в первые сотни метров каж- ' дая, сложенных метаморфическими породами палеозоя и олистостро-мой бат-келловейского возраста, которые тектонически перекрывают оксфорд-раннекимериджские осад очно-вулканогенные образования. На тектонических пластинах со стратиграфическим и угловым несогла,-сием полого залегает вулканогенно-осадочная толща позднекимеридж-волжского возраста (Парфёнов, Оксман, Шашкин, 1989). На основании полученных данных Л.М.Парфёнов и др. делают вывод о возможном пок-, ровном строении всего обрамления Колымского блока и аллохтонном залегании здесь палеозойских пород.

Глава 5. РАЗРЫВНЫЕ НАРУШЕНИЯ

Многоэтапность эволюции структуры Иньяли-Дебинской тектонической зоны отражена в сложной картине разновозрастных разломов. По количеству, ориентировке и кинематике разрывных нарушений. Иньяли-Дебинскоя зона отличается от смежных Адычанской и Момско-Селенняхской зон. Для Адычанской зоны характерны пологие надвиги, в Иньяли-Дебинской преобладают продольные взбросы и сдвиги, а разломы Момско-Селенняхской зоны придают ей линзовидно-блоковый ха-рвктср^прояЕлены сдвиги, взбросы и надвиги. Наиболее крупные разломы района имеют протяженность в сотни км, контролируют размещение магматических тел, отражаются в геофизических полях.

Подновление их в современное время.выражается в рельефе. Аддаа-Тарынский, Чаркы-Индигирский, Иньяли-Дебинский и Дарпирский разломы являются пограничными для выделяеуых тектонических зон и подзон. Они имеют сложную внутреннюю структуру и относятся к долгоживущим разломам. Например, Адыча-Тарынская зона разломов состоит из серии разрывов, здесь проявлены разновозрастные надвиги, взбросы и сдвиги. Наиболее ранними являются надвиги, по которым черносланцевая триасовая т олща Нерской подзоны надвинута на преимущественно песчаниковые синхронные отложения Адычанской зоны. Чаркы-Индигирский .надвиг контролирует тектонический контакт триасовых и юрских толщ Иньяли-Дебинская зоны и выражен серией пологих.надвигов. В районе контакта отмечаются катаклаз, будинаж, лежачие складки, олистостромы и клиплы. Амплитуда горизонтальных перемещений оценивается в. 30-50 км (Архипов "и др., 1982);

Прииндигирский поперечный разлом протягивается в субдолготном■ направлении, состоит из серии протяженных разрывов. При длине 700-600 км зона проявления разлома имеет ширину до 20-50 км, Тас-Кыстабытский и Нют-Ульбейский разломы являются его фрагментами Михайлов и др., 1987г.). В гравитационном поле выражен параллельными полосами сгущения аноаномал, в магнитном поле - участками субдолготного разворота широтных линейных аномалий. Прииндигирс-кая зона разломов, по Е.П.Данилогорскому (1980 г.) имеет ответвление в северо-зосточном направлении из бассейна р.Б.Куобах-Бага в верховья р.Митрей-Онгохтах. По Ярииндигирской зоне разломов заложился поперечный интрузивный ряд, включающий такие крупные магматические тела, как Тарынский субвулкан, Нельканский, Ле-во-Индигирский, Усть-Нерский гранитные массивы, более мелкие што-кообразные тела гранитоидов и дайковые серии основного, среднего и кислого состаза. В качестве частных разломов зоны рассматриваются Туора-Тасский и' Нюргун-Тасский разломы.

Глава б. СТРУКТУРНЫЙ КОНТРОЛЬ РУДНЫХ.МЕСТОРОЖДЕНИЙ

Структурная позиция рудных месторождений района рассматривается на некоторых типичных примерах. С первым этапом деформаций, с надвигами и лежачими складками связаны"рудопроявления к месторождения, размещающиеся в межформационных срывах и надвигах. Типичным объектом является Бадранское рудное поле, приуроченное к Бадран-Эгеляхскому надвигу. Оруденение локализовано в плоскости

сместителя надвига, рудные тела жильно-прожилкового и вкраплен-но-ирожилкового типа образуются в тектонитах. Плоскость смести-теля надвига имеет северо-восточное падение под углами 25-70°. Экранирующее значение имеют сместители пологих срывов, в результате происходит рудообразование в тектонитах, формируются полого залегающие рудные залежл неправильной формы. На рудопроявле-ния межпластовых, межформационных срывов перспективными можно считать зоны Адыча-Тарынского и Чаркы-Индигирскогооразломов.

Примером рудных полей с межпластовыми рудными телами, приуроченными к линейным складклм третьего этапа деформаций, считается Туора-Тасское рудное поле. Месторождение находится в зоне, линейных складок- восток-северо-восточного простирания. Согласные с напластованием кварцевые жилы залегают в песчаниках или в пачках чередования песчаников с аргиллитами на крыльях антиклиналей. Раздувы согласных жил локализованы в местах пересечения с трещинами отрыва, ориентированным почти перпендикулярно к послойным трешинам (Соловьев, 1967). •

Типичным примером рудных месторождений, приуроченных к при-сдвиговым наложенным коническим складкам четзертого этапа деформаций, является месторождение ¡"данное. Месторождение размещается на пересейии субширотного сдвига с Адыча-Тарынской зоной разломов. Обычно оно рассматривается как приуроченное к брахиантикли-нальной складке. Расположена "брахискладка" среди линейных скла-. док северо-западного простирания, а ось складки ориентирована почти под прямым углом к простиранию данных структур. Рудные тела согласного типа локализуются в полостях отслоения пластов в замковой части конической складки.

Месторождение Сарылах приурочено к пересечению Адыча-Тарынской зоной разрывов Верхне-Индигирского "скрытого" поперечного разлома. Центральное рудное тело локализуется в зоне рассланце-вания и смятия взбросо-сдвига северо-западного простирания. Рудные столбы приурочены к изгибам сместителя, выполняют полости, .приоткрывавшиеся при сдвиговых перемещениях. В прилегающих к разлому с соверо-востока замках сжатых опрокинутых складок отмечаются минерализованные зоны дробления, расположенные субпараллельно сссвш поверхностям складок.------ - ----г ""

------ ^"месторождениям с секущими трещинными жилами, не имеющим явной связи со складчатыми структурами, относится рудное поле Хоп-

тагай-Хая, расположенное в штоке гранит-порфиров. Рудоносные жилы, главным образом, размещаются в субширотных разрывах, образуя систему лестничных жил.

Таким образом, для выявления факторов структурного контроля оруденения в т/ньяли-Дебинской зоне на конкретных рудных полях и рудопроявлениях необходимо изучение как локальных, так и региональных разрывных нарушений и складчатых структур, что предпола-ет применение детальных тектонических исследований для расшифровки многоэтапных дислокаций и связи рудопроявлений со структурами того или иного этапа деформаций.

Глава 7. СТРУКТУРНАЯ ЭВОЛЮЦИЯ ИНЬЯШ-ДЕБ/МСКОЙ ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ЗОНЫ

Общая модель строения и структурной эволюции Иньяли-Дебинс-кой зоны складывается из анализа особенностей структурных преобразований и этапов деформаций во всех подзонах.

, В прилегающей с северо-востока Момско-Селенняхской зоне отмечается широкое развитие взбросов, надвигов, наклонных и лежачих складок, создающих покровно-складчатую структуру и обусловленных тангенциальным давлением с северо-востока (Мощенко, Шашкин, 1984г.). На р.Учча описаны офиолиты (Архипов, 1984). По Л.М.Парфенову и др. (1989), в ЧимаЛгинском блоке палеозойская толща надвинута на оксфорд-кимериджские вулканогенно-осадочные образования. На метаморфитах в виде аллохтонных пластин залегает бат-келловейская олистострома. Весь пакет пластин "запечатан" моноклинально залегающими волжскими отложениями. Предполагается, что покровы и надвиги имеют средне-кимериджский возраст, а складки общего смятия - кимеридж-ранневолжский возраст. Раннемеловой возраст -имеют взбросо-сдвиги'и сдвиги, секущие всю структуру.

В Чибагалах-Эрикитской подзоне Иньяли-Дебинской зоны установлено не менее трех этапов деформаций: лежачие изоклинальные складки, надвиги, складки общего смятия и наложенные на них сдвиги, присдвиговые складки с крутыми шарнирами (Мощенко, Шашкин, 1984г.). Зозраст этапов деформаций,' очевидно, близок с данными по смежной Момско-Селенняхской зоне.

'тньялинская подзона отличается линейностью картируемых складок общего смятия. На юго-западной её границе, в зоне Чаркы-Ин-

дигирского надвига описаны ранние лежачие и наложенные открытые наклонные складки, в которые деформирована и поверхность сместителя надвига. Наиболее поздними дислокациями являются сдвиги и присдвчговые складки. Возраст Чаркы-Индигирского надвига верхнеюрский, поскольку в висячем крыле надЕига имеются окс-форд-кимериджские терригенные отложения, а плоскость сместителя надвига прорывается постскладчатыми гранитоидами, возраст которых составляет 145-155 млн.лет (Ненашев, Зайцев," 1980).

В Нерской подзоне установлено три этапа деформаций. Лежачие изоклинальные складки относятся к первому из них и связаны с надвигами. Триасовые толщи подзоны деформированы в прямые и крутонаклонные сжатые складки, позже наложены сдвиги с присдвиговы-ми складками. На юго-западной окраине подзоны, в северо-восточном крыяе Адыча-Тарынского разлома зафиксировано две генерации ранних складок, а складчатости южнее разлома соответствуют линейные сжатые складки третьей генерации. Наиболее поздними являются конические и цилиндрические складки с крутыми шарнирами, ' сопряженные со сдвигами. Надвиги имеют раннемеловой возраст , по ним верхнетриасовые толщи Нерской подзоны были надвинуты на верхнеюрские отложения Адычанской зоны. Дайки и штоки гранитои-дов, секущие складки трех первых генераций, имеют возраст от 80 до 150 млн. лет с максимумом около 105 млн.лет, поэтому можно говорить о раннемеловом'возрасте секущих сдвигов Адыча-Тарынс-_ кой зоны разломов..

Нормирование складчатых и разрывных дислокаций в Иньяли-Де-бинской тектонической зоне происходило в интервале от средней-верхней юры до позднего мела. Корреляция этапов деформаций по всей зоне показала последовательное омоложение возраста дислокаций каждого этапа в юго-западном направлении, датируемого такими реперами, как стратифицированные олистостромы, тектонические и угловые несогласия, перекрытие надвигов толщами известного возраста, прорывание надвигов позднеюрскими и раннемеловыми, гранитоидами. Кульминация складкообразования приходится на ранний мел, что подтверждается историей магматизма. Подавляющее _______

большинство гранитоидов Главного интрузивного "пояса имеет ранне-——меловой возраст.

Структурно-формационные комплексы подзон отделяются друг от друга зонами разломов типа надвигов и взбросов, по которым они

последовательно надвинуты с северо-востока, образуя как бы пакет "пластин". Затем они совместно деформированы в складки об.дего смятия. Следующий этап выражен формированием сдвигов и присдви-говых складок. Структурная эволюция центрального сектора Иньяли-Дебинской зоны привела к образованию её покровно-складчатого строения.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В Иньяли-Дебинской тектонической зоне для установления последовательности и характера проявления тектонических деформаций, выявления структурной эволюции мезозойских толщ зоны были проведены специальные структурные исследования. Практика применения методики структурного анализа дислокаций показывает, что она позволяет получить принципиально новые выводы о дислокациях и структурной эволюции толщ, опирающиеся на изучение видимых в обнажениях реальных структур и их элементов. Данную методику углубленного анализа структур надо шире применять в практике геологосъёмочных работ.

Структура Иньяли-Дебинской зоны является результатом наложения нескольких этапов деформаций. Все структурно-формационные комплексы данной зоны имеют тектонические контакты типа надвигов, межформационных пологих срывов и взбросов, надвинуты и взброшены друг на друга в юго-западном направлении. Полученный "пакет" полого залегающих комплексов деформирован совместно в складки -общего смятия под воздействием однонаправленного тангенциального давления. Односторонняя вергентность складок общего смятия и деформация в них сместителей надвигов подтверждает покровно-склад-чатый характер структуры зоны.

Этапы деформаций, сформировавшие структуру зоны, являются позднемезозойскими и происходили в интервале от средней юры до позднего мела. Процесс складкообразования мигрировал с северо-востока на юго-запад, последовательно отражаясь в структурных преобразованиях во всех подзонах Иньяли-Дебинской зоны.

При проведении геолого-съёмочных работ б Иньяли-Дебинской зоне рекомендуется учитывать ряд факторов: многоэтапнссть деформаций, особенности морфологии и кинематики структурных форм разных этапов деформаций, наличие пологих срывов и надвигов, дефор-

мированных в складки.

По теме диссертации опубликованы следующие работы: I. Детальные структурные исследования и тектонические карты Верхоянья: -В кн.: Тектонические исследования в связи со средне-и крупномасштабным геокартированием. Тез.докл.XXI Всесоюзн.тект, совещ.М.,1987, с. 46-48 (в соавторстве с Л.М.Парфёновым, Ф.5. Третьяковым, А.В.Прокопьевым и др.).

2. О природе Адыча-Тарынской зоны разломов//Геотектоника,1988, №4, с.90-102 (в соавторстве с Л.М.Парфёновым, 5.Ф.Третьяковым).

3. Детальные структур.!ые исследования в Верхоянье, их значение для крупномасштабного геол.картирования//Сборник по материалам XXI Всесоюзн.тект.совещ.: в печати_(в соавторстве с Л.М.Парфеновым, Ф.Третьяковым, А.В.Прокопьевым и др.).