Тектоника коллизионного пояса Черского

Оксман, Владимир Самуилович

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Тектоника коллизионного пояса Черского
ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Тектоника коллизионного пояса Черского"

РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ГЕОЛОГИЧЕСКИЙ ИНСТИТУТ

на правах рукописи

Оксман Владимир Самуилович

УДК 551.24 (571.56)

ТЕКТОНИКА КОЛЛИЗИОННОГО ПОЯСА ЧЕРСКОГО

специальность 04.00.04 геотектоника

Автореферат диссертации на соискание ученой степени доктора геолого - минералогических наук

Москва, 1998 г.

Работа выполнена в Институте Геологических наук Сибирского Отделения Российской Академии Наук

Официальные оппоненты:

Доктор геолого-минералогических наук Талицкий В.Г.

Доктор геолого-минералогических наук Соколов С.Д.

Доктор геолого-минералогических наук Силантьев С.А.

Ведущая организация: Государственный комитет Республики Саха (Якутия) по

геологии и недропользованию.

Защита состоится 22 октября 1998 года в 14 час, 30 мин, на заседании совета Д, 002, 51, 02 по общей геологии, геотектонике и геологии океанов и морей при Геологическом Институте Российской Академии Наук по адресу: 109017, Москва, Пыжевский пер., 7, конференц-зал, 4 этаж.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологической литературы Секции Наук о Земле по адресу: 109017, Москва, Старомонетный пер., 36, ИГЕМ

Отзывы на автореферат, заверенные печатью, в 2-х экземплярах просьба отправлять по адресу: 109017, Москва Пыжевский пер., 7, ученому секретарю.

РАН

Ученый секретарь специализированного совета кандидат геолого-минерапогических наук

Общая характеристика работы

Актуальность исследований. Территория Северо-Востока Азии, расположенная к востоку от древней Сибирской платформы, представляет часть грандиозной орогенной складчатой области, в пределах которой выделены линейные и мозаичные коллизионные и аккреционные орогенные пояса и системы. На протяжении последних десятилетий геология названного региона является объектом пристального изучения, однако многие аспекты геологического строения и тектонического развития района носят дискуссионный характер. Значительная часть этих противоречий связана с интерпретацией структур Вер-хояно-Колымской орогенной системы, центральную часть которой занимает коллизионный пояс Черского. Применение современных методик структурного, минералого-геохимического, литолого-седиментологического анализа, вместе с новыми микрофауни-стическими, палеомагнитными, геохронологическими и др. данными, позволяет снять многие из дискуссионных вопросов, и способствуют лучшему пониманию деформационных структур и тектонических процессов, возникающих при коллизии гетерогенных блоков земной коры. В этом аспекте дугообразный коллизионный пояс Черского, в строении которого участвуют контрастные литодинамические комплексы, представляет удачный региональный объект.

Цели и задачи исследовании. Основной целью диссертационного исследования являлось создание структурно-кинематической модели формирования коллизионного пояса Черского, определение состава, строения и эволюции, разновозрастных литодинамиче-ских комплексов, в первую очередь офиолитов и метаморфических пород.

Достижение поставленной цели потребовало решение многочисленных задач, из которых основными являются следующие:

1. Охарактеризовать, развитые в пределах коллизионного пояса, литодинамические комплексы и определить их геодинамическую природу.

2. Расчленить метаморфические комплексы коллизионного пояса. Определить возраст, Р-ТЧ условия метаморфизма и диагностировать геодинамические обстановки формирования метаморфических комплексов;

3. Определить структурное положение возраст и геодинамические обстановки генерации офиолитов коллизионного пояса. Наметить пространственно-хронологические соотношения метаморфических и структурных преобразований офиолитовых и метаморфических комплексов.

4. Восстановить последовательность образования структурных форм. Определить закономерности изменения стиля складчато-разрывных дислокаций для разных частей коллизионного пояса и расшифровать кинематическую и динамическую историю формирования структур пояса.

Фактический материал, положенный в основу диссертации, получен в процессе многолетних комплексных экспедиционных исследований. Автором проведено структурно-геологическое картирование в северной части горной системы Черского, составлены структурные профили и изучены ключевые участки в центральной и южной частях. Обработано несколько сот силикатных, количественных спектральных, рентгено-флюоресцентных, рентгенорадиометрических, нейтронно-активационных анализов. Проведено петрографическое и микроструктурно-микрозондовое изучение офиолитов и метаморфических пород пояса Черского. Составлены макеты разномасштабных геологических и геодинамических карт.

Автор непосредственно участвовал на всех стадиях вышеперечисленных работ от постановки задачи, сбора и обработки материалов, их интерпретации и опубликования

Практическое значение. Разработки автора диссертации по структурному анализу, метаморфизму, геологии офиолитов, геодинамической истории региона отражены в 5 отчетах по геологической съемке масштаба 1:50000, с сопутствующими поисками. Подготовка диссертации проводилась одновременно с составлением Государственных геологических карт м-ба 1:200 ООО новой серии (ГосГеолкарта 200) и легенды Яно-Индигирской серии, в которые также вошли основные материалы реферируемого исследования.

Научная новизна. Диссертация базируется на оригинальном материале и представляет первое региональное обобщение результатов комплексного тектонического и минера-лого-геохимического изучения образований коллизионного пояса Черского. При этом были разработаны следующие новые положения:

- выявлено, что в строении коллизионного пояса Черского развиты геодинамические комплексы конвергентных окраин, аккреционные и коллизионные комплексы, а также комплексы бассейнов, некогда развитых по периферии Верхоянской континентальной окраины. Последние представлены офиолитами, метаморфическими породами и разными градациями позднепалеозойских осадочных и вулканогенно-осадочных пород, часть из которых была выявлена впервые;

- определено структурное положение и последовательность формирования офиолитов коллизионного пояса, и намечены геодинамические обстановки их генерации.

- реконструированы условия и последовательность метаморфизма офиолитового и метаморфических комплексов, рассматриваемого региона, построены эволюционные Р-Т-1 и структурно-динамические модели их формирования;

- доказано широкое развитие мезозойских зеленосланцево-метаморфизованных комплексов. Установлено изменение условий метаморфизма данных образований вдоль простирания пояса, что связано с разной кинематикой коллизионных зон;

- реконструирована последовательность образования складчато-разрывных ансамблей и линейно-плоскостных структурных форм коллизионного пояса. Показано, что структурный дугообразный рисунок пояса был образован вследствие трех наложенных дислокационных этапов;

Защищаемые положении.

1. Геодинамические комплексы, образующие структуру пояса Черского, характерны для внутренних зон коллизионных орогенов. Синтез материалов позволяет выделить комплексы: а) конвергентных структур и разделявших их палеобассейнов (офиолиты, поли-метаморфичсские сланцы, вулканогенно-кремнисто-терригенные образования); б) аккреционные и коллизионные комплексы (турбидиты, вулкано-плутонические породы, зеле-носланцево-мегаморфизованные образования).

2. Офиолиты коллизионного пояса Черского определены как фрагменты коры ранне-палеозойского океанического или задугового бассейна. Уже в палеозое они испытали высокотемпературный низкобарический океанический метаморфизм, а затем метаморфизм умеренных температур и давлений и синхронные пластические деформации, ставшие следствием тектонического расслоения океанической коры. Зеленосланцево-метаморфизовашше образования, локализованные в осевой части пояса Черского, сформированы в результате позднемсзозойской обдукции офиолитовых покровов.

3. Дугообразная структура коллизионного пояса Черского («Колымская петля») сформирована в позднемезозойское время и имеет коллизионную природу. При этом самые ранние покровно-складчатые ансамбли возникли в результате покровно-надвиговых деформаций и связаны с аккрецией различных структур и образованием составного Колыма-Омолонского микроконтинента и его конвергенцией с Верхоянской континентальной окраиной. Собственно коллизионные ансамбли и деформационные структуры последующих этапов имеют комбинированную кинематику. Они образованы в результате коллизии Ко-лыма-Омолонского микроконтинента с Верхоянской континентальной окраины.

Апробация работы. Основные защищаемые положения, отдельные разделы и части диссертационного исследования неоднократно докладывались на Международных, Всероссийских и региональных совещаниях, школах, конференциях, симпозиумах, конгрессах. Наиболее полно итоги исследований докладывались на Всесоюзном тектоническом совещании (МГУ, г. Москва, 1990, 1997), Симпозиуме по экспериментальной тектонике и структурному анализу (ГИН, г. Москва, 1997), на XXX Международном Геологическом Конгрессе (Пекин, 1997), Международном симпозиуме "Дугообразные орогенные пояса, кинематика и происхождение" (Буэнос-Айрес, 1995), 3 и 4 Международном совещании по тектонике плит (Москва, 1991, 1993), V школе по структурному анализу метаморфических комплексов (ИГТ'Д, г. Ленинград, 1992) и др.

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, четырех частей, заключения и списка литературы. Часть 1 состоит из двух глав, часть 2 из четырех глав, часть 3 содержит шесть глав, часть 4 две главы. Диссертация содержит 289 страниц текста, 180 рисунков и фотографий, и приложения геохимических таблиц составов минералов и горных пород.

Благодарности. Автор считает приятной обязанностью в первую очередь поблагодарить J1.M. Парфенова, под научным руководством которого проводится геодинамические исследования орогенных структур Верхояно-Колымской системы. Комплексные полевые и камеральные работы, обсуждение материалов и плодотворные дискуссии проводились в творческом содружестве с коллегами по работе: A.B. Прокопьевым, Ф.Ф. Третьяковым, В.Ф. Тимофеевым, В.П. Тарабукиным, Ю.В. Карякиным, которым автор глубоко благодарен. На различных этапах исследований автор пользовался добрыми, полезными советами и замечаниями В.А. Аристова, М.Д. Булгаковой, Г.Е. Бондаренко, А.Н. Вишневского, Г.С. Гусева, И.П. Купина, С.А. Куренкова, B.C. Имаева, И И. Поспелова, А.П. Смелова, В.А. Трунилиной, B.C. Федоровского, В. Уоллеса, П. Лейера. Всем коллегам автор выражает искреннюю признательность.

Автор также благодарен И.В. Парфеновой, Е В. Алсксеенко, A.B. Дейкуненко, помогавшими в подготовке материалов к диссертации.

Часть 1. СТРОЕНИЕ И СТРУКТУРНО-ВЕЩЕСТВЕННЫЕ КОМПЛЕКСЫ КОЛЛИЗИОННОГО ПОЯСА

Рассматриваемый в диссертации район располагается в центральной части Верхояно-Колымской орогенной складчатой системы, обычно именуемой как «Верхояно-Колымские мезозоиды». Первые фундаментальные обобщения о строении названного региона были сделаны Ю.М. Пущаровским, а затем H.A. Богдановым, выделившими основные структуры, и наметившими основные узловые вопросы геологии рассматриваемого района. В строении «Верхояно-Колымских мезозоид» выделялась Верхоянская миогео-синклинальная зона и серия срединных массивов, в последующем объединенных в Колы-ма-Омолонский массив [Тектоника Якутии, 1975; Гусев, 1979; Тектоника..., 1981 ]. Появившиеся в начале 80х годов данные о широком проявлении, в рассматриваемых районах, покровно-надвиговой тектоники, наложенной складчатости, олистостром и офиолитов и др., позволили рассматривать тектоническое развитие района с позиций плитной тектоники [Архипов и др., 1981; Fujita, Newberry, 1982; Парфенов, 1984; Натапов, 1990; Зонен-шайн и др., 1991; Богданов, Тильман, 1992; Parfenov, 1991; Парфенов и др., 1993].

Структуры коллизионного пояса образуют обращенную к северо-западу дугу известную в литературе как «Колымская петля» [Зоненшайн и др., 1990]. К востоку от шельфо-

вых и склоновых осадков Верхоянской континентальной окраины, в составе коллизионного пояса выделяются (с запада на восток): Кулар-Нерский сланцевый пояс (представляющий переходную часть от западной, внешней части орогена к внутренней его части), Туостахский блок позднепалеозойских-раннемезозойских отложений, Селеннях-ский, Тас-Хаяхтахский и др., блоки палеозойских пород (центральная часть пояса). Вдоль осевой части коллизионного пояса прослеживается фрагменты офиолитов и метаморфических пород. Выделяются также позднемезозойские амальгамационные и аккреционные перекрывающие осадочные комплексы, выполняющие Иньяли-Дебинский и Полоуснен-ский синклинории и Илинь-Тасский антиклинорий и Индигиро-Зырянский прогиб (восточная тыловая часть пояса), и вулканогенно-осадочные породы Уяндина-Ясачненского пояса

Кулар-Нерский сланцевый пояс протягивается в виде сравнительно узкой полосы более чем на 900 км и сложен неоднократно дислоцированными глубоководными черно-сланцевыми турбидитовыми толщами верхней перми, триаса и карбонатно-кремнисто-глинистыми отложениями нижней юры. Для пермских отложений характерно цикличное строение, параллельная, косоволннстая слоистость. Породы метаморфизованы в разных субфациях зеленосланцевой фации и преобразованы в филлнтовидные и аспидные сланцы. Мезозойские отложения представлены комплексами пород, с ритмичным переслаиванием пачек аргиллитов, алевролитов, песчаников и кремнистых пород, с отдельными прослоями конгломератов и горизонтами аргиллитов с «плавающей» галькой. В породах отмечаются подводно-оползневые, градационные и конволютные текстуры. Отложения Ку-лар-Нерского пояса интерпретируются как образования глубоководных конусов выноса континентального склона Северо-Азиатского кратона и его подножья [Парфенов, Труще-лев, 1983]. С запада образования Кулар-Нерского сланцевого пояса ограничиваются Ады-ча-Тарынской шовной зоной, а на востоке по серии разломов различной кинематики, наиболее известный из которых Чаркы-Индигирский надвиг, контактируют с юрскими аккреционными отложениями Иньяли-Дебинского и Полоусненского синклинориев.

Туостахский блок расположен к востоку от синклинориев и сложен неоднократно деформированными позднепалеозойскими, и раннемезозойскими отложениями. Ранее они картировались в составе Право-Туостахского и Чибагалахского антиклинориев. Породы Туостахского блока слагают пакеты тектонических пластин и линз различной мощности. От образований Иньяли-Дебинского и Полоусненского синклинориев они отделяются серией разломов с надвиговой и взбросо-сдвиговой кинематикой. Позднепалеозойские (карбон-пермские) отложения слагают серию небольших линз и маломощных пластин вдоль восточной границы блока [Тарабукин и др., 1997; Руденко и др., 1998; Оксман и др., 1998]. Они представлены гемипелагическими вулканогенно-терригенно-кремнистыми и

карбонатно-терригенными отложениями с фрагментами конденсированных разрезов и пиллоу-базальтов. По составу и строению данные отложения аналогичны одновозрастным отложениям, развитым в пределах блоков, сложенных палеозойскими породами.

Мезозойские отложения Туостахского блока отличаются от одновозрастных пород Кулар-Нерского пояса более пестрым составом и сравнительно менее глубоководными об-становками осадконакопления. Самые нижние горизонты верхнетриасовых пород характеризуются относительно однородным глинистым составом, тонкой параллельной слоистостью, с маломощными и выклинивающимися горизонтами известковистых песчаников и «плавающей» галькой. Вверх по разрезу они сменяются пачками ритмичного, флишево-го переслаивания косослоистых алевролитов, глинистых сланцев и известковистых песчаников позднетриасового-раннеюрского периодов. Венчается разрез позднемезозойских отложений частыми пачками грубого ритмичного переслаивания известковистых песчаников, алевролитов и аргиллитов с фрагментами аллоолистостром, по простиранию переходящих в прослои конгломератов. Для разрезов мезозойских отложений устанавливается сильная латеральная фациальная изменчивость, фиксирующаяся сменой турбидитов шельфовыми осадками. С запада на восток отмечается постепенное возрастание известко-вистости пород, и появление туффогенного материала, различные типы переслаивания пород с выпадением отдельных фаунистических лон и горизонтов. Строение и состав осадочных толщ свидетельствуют о перемещении обломочного материала с юго-востока на северо-запад.

Омулевский. Рассохинский. Арга-Тасский. Уччинский. Чемалгинский. Тас-Хаяхтахский и Селенняхский блоки кулисообразно сменяясь, протягиваются вдоль центральной части пояса. Представляется, что данные блоки составляли Омулевский микроконтинент, разобщенный в позднемезозойское время, в процессе коллизии. Блоки сложены, в основном, нижне-среднепалеозойскими карбонатными и карбонатно-терригенными породами. Главным образом, это мелководные шельфовые отложения, с обилием фаунистических остатков и редкими прослоями гипсов и ангидритов и красноцветных пород [Богданов, 1963; Булгакова, 1986; 1997; Булгакова, Колодезников, 1991; Альховик, Баранов, 1989; Тарабукин, 1992]. Наряду с ними отмечаются карбонатные турбидиты, гравити-ты и олистостромы с которыми ассоциируются кремнисто-терригенные и вулканические образования преимущественно основного состава.

Наиболее древние верхнекембрийские отложения, развитые в южных блоках представлены в разной степени метаморфизованнымн карбонатно-терригенными породами, а в Рассохинском блоке офиолитокластитами [Кропачев и др., 1987; Шпикерман, Мерзляков, 1988]. Верхнекембрийская-нижнеордовикская конгломератовая толща несогласно пере-

крывает более древние отложения. Для Арга-Таеского блока характерно развитие мощной тефрогенной толщи [Булгакова, 1986, 1997].

В ордовикских-девонских отложениях можно выделить 4 типа структурно-вещественных комплексов. Первый тин представлен монотонными пачками коралловых и биогермных известняков и доломитов. Они были сформированы в сравнительно мелководных, шельфовых обстановках, или рифогепио-карбонатных платформ и внутри бассейновых поднятий. Эти структурно-вещественные комплексы пользуются наибольшим распространением.

Ко второму типа комплексов относятся флишоидные турбидитовые толщи, с обвально-глыбовыми и олистостромовыми горизонтами. В строении флишоидных толщ принимают участие как известняковые турбидиты, сформированные за счет персмыва карбонатных отложений, так и ритмито-конгломератовые толщи, образованные за счет размыва квардсодержащих толщ [Булгакова, 1986]. Наибольшее развитие флишоидные, турбидитовые и олистостромовые толщи приобретают в ранне-среднеордовикскую, раннесилу-рийскую, и отчасти в заключительные века раннедевонской эпохи.

Третий тип составляют красноцветные сульфатоносные формации, образование которых связано с субаэральными, лагунными или отмельно-себховыми обстановками. Такие отложения приурочены к позднесилурийскому и среднедевонскому времени.

Наконец в четвертый тип выделяются вулканогенно-терригенные комплексы, развитые преимущественно в юго-восточных блоках пояса. В составе таких комплексов отмечаются базальты, трахибазальты, андезиты, их туфы, лавобрекчии, туфопесчаники, алевролиты, кремни. Они приурочены к позднелландейльскому-карадокскому веку (Арга-Тасский блок), верхнему силуру (Рассохинский блок). Геохимические особенности вулканогенных образований свидетельствуют о щелочном характере вулканизма [Тектоника..., 1981]. В более северных районах также отмечаются среднепалеозойские вулканогенные образования, геохимическая специфика которых не реконструирована. В целом, как это отмечали все исследователи, регион характеризовался "вялым" проявлением вулканизма в палеозойскую эпоху.

Ордовик-девонские отложения, рассматриваемых блоков, характеризуются сходными комплексами фауны, с одновозрастными образованиями Верхоянской континентальной окраины. Немногочисленные палеомагнитные данные указывают на согласованные изменения палеоширот для среднепалеозойских пород, развитых в западных частях Верхоянской континентальной окраины, и одновозрастных отложений, слагающих палеозойские блоки, в пределах коллизионного пояса Черского [Неустроев и др., 1993].

Позднепалеозойские комплексы выделяются во всех блоках. Развитые в южных частях коллизионного пояса (Омулевский, Арга-Тасский блоки) комплексы пород данного

возраста представлены сравнительно глубоководными кремнистыми и вулканогенными существенно мафитовыми породами [Булгакова, Колодезников, 1990]. На северо-западе пояса, в Селенняхском, Тас-Хаяхтахском, и Уччинском блоках, и вдоль их западных границ с Туостахским блоком выделяется три типа разрезов (градаций) позднепалеозойских (франских-пермских) образований: вулканогенно-кремнисто-терригенный, карбонатно-терригенный и кремнисто-терригенный [Оксман и др., 1998].

Вулканогенно-кремнисто-терригенный тип разреза (градация) имеет фамен-турнейский возраст. Отложения фаменского века представлены окремненными туфоалев-ролитами и туфоаргиллитами и известняками [Тарабукин и др., 1997]. Турнейская часть толщи сложена вулканическими и вулканогено-осадочными породами, с многочисленными потоками пиллоу-базальтов. Базальты Селенняхского блока по низкому содержанию ТЮг, Р2О5, 1л, отношению У/МЬ, фракционированному распределению РЗЭ (Ьа/8т=2.85-3.99; Ьа/УЬ=б.06-7.62), с отчетливым обогащением пород легкими лантаноидами относятся к образованиям дифференцированной толеитовой серии, сформированной в континентальной рифтогенной палеогеодинамической обстановке. Позднепалеозойские вулканиты Тас-Хаяхтахского блока имеют относительно высокие содержания Т1О2, К20, Р2О5, У, ЫЬ, ТЬ, Та, и легких лантаноидов. По соотношениям РеО*/Г^О, У/ЫЬ, ИЬ/ЫЬ и характеру распределения РЗЭ они соответствуют производным слабодифференцированных щелочных континентальных базальтовых серий [Карякин, 1996 г.].

Карбонатно-терригенный тип разрезов (ранний-поздний карбон) характеризуется переслаиванием органогенно-обломочных известняков, кальцидебритов, калькаренитов, микритов и кальцилютитов с отдельными маломощными потоками базальтов.

Кремнисто-терригенные толщи каменноугольного-пермского возраста, развитые в основном, вдоль западных границ палеозойских блоков, представлены фрагментами геми-пелагических конденсированных разрезов с чередованием тонкозернистых до афанито-вых кремнистых туффитов и туфопелитов с редкими прослоями пелоидных известняков, с многочисленными выделениями радиолярий [Руденко и др., 1997].

Верхнепермские отложения, Тас-Хаяхтахского блока, слагают гравелит-конгломератовую толщу с калькаренитами, микритами, несогласно залегающую на сред-непапеозойских комплексах.

Наряду с осадочньши и вулканогенно-осадочными комплексами выделяются позднепалеозойские магматические породы. Наиболее крупный 'Гоммотский массив ультраосновных-щелочных пород имеет рифтогенную природу [Трунилина и др. 1996]. К северу, и к востоку от него выделяются серии силлов, сложенных габбро, габбро-диабазами, и габбро-долеритами. Геохимические данные указывают, что они представлены двумя вещественными разновидностями, и являются производными щелочно-базальтовой и толеи-

товой магм, генерированными во внутриплитной (рифтогенной) лалеогеодинамической обстановке.

Мезозойские осадочные отложения в пределах блоков, сложенных палеозойскими образованиями, представлены комплексами относительно глубоководных морских осадков триасового-раннеюрского возраста, и среднеюрской конгломератово-песчаниково-глинистой молассовой толщей, по простиранию переходящей в олистострому. Образование среднеюрской молассы и олистостромы связано с амальгамацией различных блоков в составной Колыма-Омолонский микроконтинент.

В самом восточном Лрга-Тасском блоке триасовые отложения представлены туфопес-чаниками, туфоалевролитами, содержащими пачки и отдельные прослои известняков, кремнистых пород, покровов и туфов андезитов, андезибазальтов, базальтов, с линзами конгломератов, которые трансгрессивно залегают на фаунистически охарактеризованных образованиях верхней перми [Тектоника..., 1981; Геологическая...,1986]. Характер чередования пород, и строение данного комплекса позволяет отнести его к флишоидной вулка-ногенно-терригенно-карбонатной формации, образованной недалеко от активной вулканической зоны.

Полоусненский синклинорий сложен средне-верхнеюрскими аккреционными отложениями, которые контактируют по разломам, или стратиграфически перекрывают триасовые-нижнеюрские породы Кулар-Нерского пояса и Туостахского блока. Отложения Поло-усненского, так же как и Иньяли-Дебинского синклинориев представлены осадочными породами, накопление которых происходило синхронно с амальгамацией различных блоков в составной Колыма-Омолонский микроконтинент и его аккрецией к СевероАзиатскому кратону. В основании разрезов распространены разнообразные флишевые пачки ритмичного чередования глинистых терригенных пород, с горизонтами эндооли-стостром. Средняя часть разрезов характеризуется присутствием мелководных, главным образом, алевролит-песчаниковых комплексов. Средне-верхнеюрские образования южной и центральной частей синклинория представляют проксимальные турбидиты, накапливавшиеся вначале во внешних, а затем во внутренних частях шельфа. Вверх по разрезу они становятся сравнительно менее глубокооводными, увеличивается зернистость пород и уменьшается степень окатанности обломочных зерен. Верхнеюрские образования северной части синклинория, характеризуется преимущественно глинистым составом осадков со значительным количеством вулканогенных пород, и отдельными покровами андезитов, андезибазальтов и базальтов.

Иньяли-Дебинский синклинорий сложен средне-верхнеюрскими образованиями, которые согласно залегают на нижнеюрских-триасовых толщах Туостахского блока (на востоке) и граничат с раннемезозойскими породами Кулар-Нерского пояса по Чаркы-

Индигирскому надвигу, и другим разломам на западе. Среднеюрские отложения представлены непрерывными разрезами ритмично переслаивающихся пачек алевролитов, аргиллитов и песчаников. Характерны подводно-оползневые горизонты и фрагменты эндоолисто-стром. Верхнеюрские образования сложены чередованием пачек алевролитов, глинистых сланцев и полимиктовых и известковистых песчаников, с горизонтами и пластами туфоа-левролитов, туфопесчаников и внутриформационными конгломератами. Для всей толщи характерны текстуры взмучивания, косая и параллельная слоистость. Образования Инья-ли-Дебинского синклинория рассматриваются как флишоидный алеврито-песчанистый комплекс, со следами воздействия турбидитных потоков [Парфенов, 1984], или относятся к флишевой, или шлировой формациям [Чехов, 1976].

Уяндина-Ясачненский пояс сложен среднеюрскими осадочными и позднеюрскими вулканогенными и вулканогенно-терригенными отложениями, которые с угловым и стратиграфическим несогласием перекрывают нижне-среднепалеозойские карбонатные и кар-бонатно-терригенные породы палеозоя и метаморфические образования. На всем протяжении Уяндина-Ясачненский пояс характеризуется сходными чертами строения. Среднеюрские (бат-келловейские) отложения представлены грубо сортированными конгломератами, конглобрекчиями и микритами, которые по простиранию переходят в алолистост-рому. Позднеюрские отложения представлены оксфорд-киммериджскими базальтами с покровами пиллоу-базальтов и спилитов, андезибазальтами, андезитами и их туфами, которые несогласно перекрываются породами волжского яруса, представленными дацитами и липаритами, их туфами, с многочисленными прослоями осадочных пород. В составе пояса отмечаются силлы, массивы дайки, экструзии базальтов и диабазов оксфорд-киммериджского возраста, а также субвулканические тела липаритов, датированных ким-меридж-волжским веками.

Геодинамическая природа данных образований дискуссионна. Одни авторы считают, что эти отложения образовались в результате позднемезозойского рифтогенеза [Тектоника..., 1981], другие отстаивают островодужиую природу пород, слагающих данный пояс [Парфенов, 1984; Гедько, 1988; Натапов, 1990]. По соотношению наиболее показательных дискриминантных геохимических параметров позднеюрские вулканиты не могут однозначно отнесены к типу вулканитов известных эталонных гсодинамических об-становок. Ряд параметров указывает на то, что они могли бьггь образованы в палеоостро-водужной геодинамической обстановке, в то время как другие - в обстановке рифтогенеза. Породы Уяндина-Ясачненского пояса рассматриваются, также как синхоллизионныс образования [Третьяков, 1998], которые могли накапливаться в узких присдвиговых бассейнах типа "pull-apart", и генерированы в обстановке локального растяжения, происходившего на фоне общего сжатия [Ю.В. Карякин, 1996 г.].

Илинь-Тасский антиклииорий располагается в восточной тыловой части коллизионного пояса. Он сложен однородными пачками переслаивания глинистых сланцев и алевролитов позднеюрского возраста. Данные образования деформированы в системы сжатых складок и надвиги, фронтальные части которых на востоке аллохтонно перекрывают меловые отложения Индигиро-Зырянского прогиба [РагГепо\, 1991]. Мелководные осадочные породы этого прогиба, также несогласно перекрывают восточную границу блоков палеозойских пород.

Образования Алазейской островной дуги располагаются к северо-востоку от коллизионного пояса Черского, и, по-видимому, отделяются от него Ожогинской положительной магнитной аномалией, имеющей северо-восточное простирание. Данная аномалия интерпретируется как сутурная зона, образованная в результате сочленения Алазейской дуги с Омулевским микроконтинентом. Возможно, фрагменты данной сутурной зоны обнажаются в Арга-Тасском блоке, на юго-востоке коллизионного пояса. Алазейская островная дуга сложена каменноугольными, пермскими, верхнетриасовыми и раннеюрскими вулканоген-но-осадочными отложениями, с прослоями конгломератов, кремнистых и кремнисто-глинистых пород. Отмечается чередование туфов среднего и кислого состава, покровы ан-дезибазальтов и андезитов. Наряду с ними развиты глаукофановые, глаукофан-лавсонитовые и др., сланцы, кварциты, мраморы, с которыми ассоциируются метабазаль-ты, отвечающие по- геохимическим особенностям океаническим толеитам [Тектоника..., 1981].

Вдоль коллизионного пояса прослеживается Главный батолитовый гранитный пояс, который к северу сменяется Северным поясом гранитов. Расположение гранитов подчеркивают дугообразный рисунок коллизионного пояса. Отмечается постепенное омоложение возраста гранитных плутонов с юга на север, и с востока на запад (НаскеН, е\. а1., 1992). Граниты Главного батолитового пояса, по минералого-геохимическим характеристикам аналогичны коллизионным гранитам, а породы Северного батолитового пояса наиболее схожи с островодужными гранитами.

Часть 2. ОФИОЛИТЫ И МЕТАМОРФИЧЕСКИЕ ПОРОДЫ КОЛЛИЗИОННОГО ПОЯСА Офиолнты

Выделяются Уяндинский и Мунилканский офиолитовые комплексы, и более мелкие Кыбытыгасский, Индигирский, Гарбыньинский и Дебинский фрагменты офиолитов [Архипов, 1984; Долгов и др., 1983; Охтап й. а1., 1995]. Офиолиты включают: серпенти-низированные гарцбургиты и дуниты, габбро и габбро-амфиболиты кумулятивного комплекса, метабазальты, офиокальциты и офиолитокластиты. Обычно, они представлены

только нижними частями ассоциации, тогда как верхние оказываются редуцированными. Наиболее полные разрезы офиолитов сохранились в Уяндинском и Мунилканском фрагментах, где они образуют деформированные в складки тектонические покровы, аллохтон-но перекрывающие вулканогенно-осадочные полиметаморфические породы или зеленос-ланцево-метаморфизованные нижне-среднепатеозойские карбонатно-терригенные отложения [Оксман и др., 1994; Оксман, Куренков, 1996; Третьяков, 1996]. Тектонические покровы офиолитов расчленяются на самостоятельные аллохтонные пластины, сложенные (снизу вверх): серпентинитовым меланжем, ультрамафитами, кумулятивными габбро-амфиболитами, метабазальтами. В более южных Индигирском и Гарбыньинском фрагментах офиолиты фаничат с разновозрастными отложениями по сдвигам. Офиокальцито-вые брекчии образуют два крупных блока, заключенных в серпентинитовом меланже Мунилканского фрагмента. Офиолитокластиты слагают несколько линз в Уяндинском выходе офиолитов, и также располагаются в серпентинитовом меланже. В Омулевском блоке, офиолитокластиты перекрываются фаунистически охарактеризованными карбонатными отложениями раннего ордовика [Кропачев и др., 1987, Шпикерман, Мерзляков, 1988]. В Чемалгинском и Тас-Хаяхтахском хребтах олистолиты и глыбы серпентинитов и серпентинитового меланжа обнаружены в олистостроме [Парфенов и др., 1989].

Среди улътрамафитов различаются серпентинизированные дуниты и гарцбургиты. В них сохраняются реликтовые высокомагнезиальный (F*= 6,5-10,2) оливин (в Уяндинских офиолитах) и хромшпинелиды (Мунилканские, Кыбытыгасские офиолиты), которые по составу сопоставимы с хромшпинелидами океанических и уральских гарцбургитов [Савельева, 1987; Dick, Bullen, 1984] и гарцбургитов преддугового или задугового спре-динга [Паланджян, Дмитренко, 1989]. Ультрамафиты содержат много Cr, Ni и незначительное количество V, Sc, Со и по содержанию этих элементов соответствуют альпино-типным гипербазитам. На диаграммах AFM и СаО-ЛЬОз-MgO ультрамафиты занимают компактные поля в области метаморфических перидотитов и ультраосновных кумулятов.

Габбро-амфиболиты и амфиболизировштые габбро имеют кумулятивную и тонкую метаморфическую полосчатости и сложены амфиболом, плагиоклазом (An 23-43), эпилогом, хлоритом и мусковитом, редко реликтовым клинопироксеном. Геохимически лучше изучены габброиды Уяндинских и Мунилканских офиолитов [Ю.В. Карякин, 1996 г.; Оксман, Куренков, 1996]. Кумулятивное габбро на диаграммах кремнезем-щелочи обнаруживает толеитовый тренд, характеризуется низкими концентрациями ТЮг, величина отношения Y/Nb колеблется в пределах 1.57-5.29, что также позволяет относить их к образованиям толеитового ряда. По соотношению HFS элементов среди габброидов Уяндинских офиолитов различаются две геохимические разновидности: первая rio комплексу признаков сопоставима с составами океанических базачьтов, вторая - с островодужными

толеитами. На дискриминантиых диаграммах МпО-ТЮг-РгО;, V-Ti/1000, Ti-Cr, Zr/Y-Zr, Zr-Ti/lOO-Sr/2 [Mullen, 1983, Pearce, 1975; Pearce, Norry, 1979; Pearce, Cann, 1973] фигуративные точки анализов габбро разместились в полях составов базальтов MORB и острово-дужных толеитов, а часть в поле известково-щелочных базальтов островных дуг. По спектру распределения REE среди габброидов также присутствуют разности сопоставимые с базальтами MORB и деплетированные "островодужные" разности.

Метабазальты достоверно установлены только в Уяндинском и Мунилканском выходах. Они преобразованы в амфиболовые микросланиы и сложены актинолитовой и обычной роговой обманкой, актинолитом, плагиоклазом, эпидотом, клиноцоизитом, биотитом, хлоритом, иногда белой слюдой и карбонатом.

Метабазальты Уяндинских офиолитов разделяются на две группы: низкотитанистые (Ti02<1.8%) и высокотитанистые (TiOj>1.8%). Для последних характерны относительно низкие концентрации Л12Оз, Cr, Ni, Со и высокие - содержания KjO, Р2О5, V, Y, Zr, редкоземельных элементов. По соотношениям главных петрогенных элементов, Y/Nb они относятся к пысокожелезистым толеитам. Анализ поведения когерентных -V, Cr, Ni, некогерентных высокозарядных (HFS) - Zr, Y, Nb, Hf, Ta и литофильных (L1L) элементов свидетельствует об океанической природе метабазальтов. На диаграммах МПО-ТЮ2-Р2О5, Zr -Ti/100-Yx3, Th-Hf/3-Ta [Mullen, 1983, Pearce, 1975; Pearce, Norry, 1979; Pearce, Cann, 1973] фигуративные точки составов метабазальтов разместились в секторе толеитов нормального (или деплетированного) N-типа MORB и в секторе толеитов обогащенного Е-типа MORB и внутриплитных толеитов [Ю.В. Карякин, 1996 г.]. Нормированное содержание REE в относительно низкотитанистых разностях метабазальтов близко к составам MORB, более высокотитаиистые разновидности обнаруживают незначительное обогащение легкими лантаноидами. На диаграмме Nb/Zr-Ba/Zr [Ishizuka et. al., 1990], все составы метабазальтов расположились в поле базальтов окраинных морей. Метабазальты Мунилканских офиолитов обнаруживают отчетливый толеитовый тренд, на диаграммах Ti-Zr, Cr-Y, Ti-V [Pearce, 1982; Pearce, Noriy, 1979; Pearce et. al., 1984; Shervais, 1982] фигуративные точки составов метабазальтов находятся в полях NMORB или ВАВВ. Метабазальты слабо деплетированы LREE [(La/Sm)<l], нормализованное содержание HREE составляет 6-15.

Геохимические и геологические данные свидетельствуют, что офиолиты коллизионного пояса Черского представляют разные части коры океанического или палеоокраинно-морского задугового бассейна, совмещенные в результате покровно-надвиговых перемещений. Возраст генерации офиолитов достоверно не установлен. В то же время, офиоли-токластиты и серпснтинитовые конглобрекчии Омулевских гор, образованные, по-видимому, за счет размыва этого же океанического бассейна, имеют достоверно фауни-стически установленный раннеордовикский-позднекембрийский возраст [Кропачев и др.

1987, Шпикерман, Мерзляков, 1988], поэтому можно предположить, что большинство выходов рассматриваемых офиолитов представляют реликты раннепалеозойского бассейна.

Офиолиты подверглись трем этапам метаморфизма. Первый этап метаморфизма реконструируется в габбро-амфиболитах Уяндинского и габбро-амфиболитах и возможно метабазальтах Мунилканских офиолитов. Для первого этапа метаморфизма характерно псевдоморфное замещение первично магматических минералов. Амфиболы, образовавшиеся при первом метаморфизме, имеют резко неоднородный химический состав, с содержанием NaMj <0,2, повышенное количество ТЮг -0,45-0,57, значительную чермакито-вую составляющую, небольшое содержание эденитового и очень низкое содержание глау-кофанового компонента. Составы амфиболов свидетельствуют, что ранний метаморфизм габбро-амфиболитов имел место при высоких температурах (эпидот-амфнболитовая фация, 450° С и выше), и очень низких давлениях (около 2,0 кбар). Такие условия характерны для океанического метаморфизма [Скляров, Добрецов, 1987; Силантьев, 1993; Колман, 1977; Nicolas, 1993]. Возраст данного метаморфизма датирован но амфиболу 40Аг/39Аг методом и составляет 419-430 млн. лет [Лейер, и др., 1993; Oxman et. al., 1995]. Океанический метаморфизм, по времени не мог быть сильно оторван от этапа генерации офиолитов, поэтому время образования большинства рассматриваемых офиолитов, очевидно незначительно древнее 430 млн. лет.

Второй этап метаморфизма отмечается в габбро-амфиболитах кумулятивного комплекса и метабазальтах. Этот этап связан с надвиговыми дислокациями, образованием лежачих складок, бластомилонитовой и транспозиционной метаморфической полосчатости. На диаграммах Al(VI)+Fe3++Ti-Al(IV), NaM4-Na(A)+K [I.aird, Albee, 1981] точки составов амфиболов располагаются в полях среднебарических комплексов. Минеральные парагене-зисы (Hrb+ChH-Ep+PI+Calc), состав Hrb и Ер и рассчитанные с помощью полуколичественного барометра NaM,|-AlIV [Brown,1977] и экспериментального Pl-Hrb термобарометра [Плюснина, 1983] температуры и давление (соответственно 450-600°С и 4,0-6,0 кбар) свидетельствуют о среднетемпературных, среднебарических условиях метаморфизма в эпи-дот-амфиболитовой и верхних частях зеленосланцевой фации. Усиление метаморфизма. (Т=580-600°С), с образованием инвертированной метаморфической зональности отмечается в метабазальтах Мунилканских офиолитов, расположенных непосредственно под пластиной кумулятивных габбро-амфиболитов. С ранними надвиговыми деформациями в океаническом бассейне связывается образование, офиокальцитовых брекчий (Мунилканский выход).

Третий этап метаморфизма проявлен вдоль зон вторичного рассланцевания в меатба-затьтах и габбро-амфиболитах, маркирующих поздние надвиговые перемещения. В этот этап образуются Act+Chl+Ep+Ab+Calc+Q парагенезисы, которые могли кристатлизовагь-

ся при температурах 300-450°С. Содержание в амфиболах NaM4, Ti и A1IV, и применение полуколичественных барометров [Laird, Albee, 1981; Brown, 1977] указывает на низкобарический метаморфизм при Р не выше 2,0-3.0 кбара.. Рассчитанные по Amph-Pl термометру [Spear,1980] температура метаморфизма могла составлять 360-370° С. Данный этап метаморфизма был связан с обдукцией пластин офиолитов.

Метаморфические породы

Метаморфические породы коллизионного пояса разбиваются на два комплекса: комплекс полиметаморфических вулканогенно-осадочных пород и комплекс карбонатно-терригенных пород, испытавших только начальный зональный метаморфизм в зеленос-ланцевой фации.

Полиметаморфические породы пользуются наибольшим развитием в Уяндинском блоке (Селенняхский кряж), где они образуют тектонический покров, а также в Уочатском выходе (Омулевские горы). Они представлены метатерригенными биотитовыми, двуслю-дяными, со ставролитом, фанатом, кианитом сланцами и первично-вулканогенными ам-фиболовыми и биотит-амфиболовыми с эпидотом, хлоритом, карбонатом, сланцами и амфиболитами и кальцифирами и мраморами. По реконструированному литологическому набору пород (базальты, андезибазальты, и их туфы, турбидиты, граувакки, пелиты, карбонаты) и по геохимическим особенностям полиметаморфические образования сопоставимы с комплексами задуговых бассейнов.

В полиметаморфических породах Уяндинского блока реконструируется два этапа метаморфизма. В метатерригенных (метапелитовых) породах в первый этап метаморфизма кристаллизовались парагенезисы: St79-gi+Gr79-g5+Bt43-5o+Mu5i-5s+Hrb+Pl+Q+Chl; Grs4-93+Bt49-54+Mu,4-45+Pl+Q; Bt+Mu+Chl+Pl+Q, а в метабазитах Hrb+Bt34-5o+Chb6-28+Ep9-i3+Gr79-g6+Pl+Calc+Q ассоциации. В отдельных образцах метапелитов обнаружены также кианит и силлиманит. Химические составы Hrb, Bt, Mu, St, Chi, Ер свидетельствуют о среднетемпературных, среднебарических условиях метаморфизма. Палеотемпературы и давление метаморфизма первого этапа оценивались по минеральным термометрам и термобарометрам по парам: Bt-Gr, Mu-Gr, Gr-Pl (метапелиты), Hrb-Gr, Hrb-Pl, Hrb-Chl (метабазиты) [Аранович, Подлесский, 1980; Аранович, 1983; Плюснина, 1983; Spear 1980; Krogh, Raheim,1978; Newton, Haselton, 1981; Laird 1982, 1988; Hanes, Forest,1988, и др.] с использованием программы "TPF" (ИЭМ). Значения температур метаморфизма колеблются в интервале 500-600° С, а величина Р определяется в среднем в 4,0-5,5 кбар. Аналогичные параметры метаморфизма получены раннее [Плюснина, Некрасов, 1989], и, по-видимому, характерны и для других выходов полиметаморфических пород.

Во второй этап метаморфизма кристаллизуются парагенезисы: Mu+Bt+Chl+Gr+Pl+Q (метапелиты), Act+Chl+Ep+CaIc+Pl(Ab)+Q (метабазиты). Отсутствие альмандинового гра-

ната и ставролита в метапелитах и ассоциация актинолита и альбита в метабазитах характеризуют зеленосланцевый метаморфизм при температурах ниже 450°С. Оценки температур с помощью эмпирического хлоритового термометра в парагенезисах СЫ+Ер+Ас1 составляют -314-275° С [Плюснина, Некрасов, 1989]. Условия метаморфизма второго этапа соответствовали зеленосланцевой фации (актинолит-альбитовая субфация для метабази-тов и биотитовая и альмандин-хлорит-хлоритоидная субфация метапелитов).

Первый этап метаморфизма датирован 40Аг/39Аг методом по биотиту из метапелитов в 370 млн. л., а второй этап по мусковиту в 174 млн. лет [Лейер и др., 1993]. Первый и второй этапы метаморфизма по Р-Т условиям и синхронным структурным преобразованиям сопоставляются соответственно со вторым и третьим этапами метаморфизма офиолитов.

Зеленосланцево-метаморфизованные образования обычно слагают аллохтонные пластины в блоках сложенных палеозойскими породами. Они представлены серицит-хлоритовыми иногда с биотитом и хлорит-карбонатными сланцами и филлитизированны-ми глинистыми сланцами, мраморами и кальцифирами. В них сохраняются первично-осадочные структуры, микро- и макрофаунистические остатки и прослеживаются постепенные переходы к неметаморфизованным породам. Выделяются также зеленосланцево измененные вулканогенные породы с прослоями миндалекаменных базальтов. Степень метаморфических преобразований возрастает с интенсивностью деформированности пород, а метаморфические изограды располагаются под различными углами по отношению к геологическим границам. Зеленосланцево измененные вулканиты, представлены щелочной серией ряда базальт-гавайит-муджиерит [Ю.В. Карякин, 1996 г.].

Породы данного комплекса испытали один этап метаморфизма. Метапелиты по степени метаморфизма разделяются на три группы пород: филлитовые сланцы, хлорит-мусковитовые сланцы, и двуслюдяные сланцы. В зеленосланцево-метаморфизованных породах южной части коллизионного пояса белые слюды представлены фенгитами. Метаба-зиты стратифицированных метаморфизованных пород, обычно содержат парагенезис Асг+СЫ+Ми+Ер+АЬ+Сак. Р-Т условия метаморфизма восстанавливались по составам белых слюд: палеотемпературы с помощью Т°-Ыа/Ыа+К [Добрецов и др., 1974], СЫ-Ми [Котов, 1986] палеотермометров, а величины давления качественно определялись по соотношениям БеО и АЬОз. Рассчитанные Р-Т°С условия, с учетом минеральных парагене-зисов составляют 330-460°С и 2,0-4,0 кбар (северная часть коллизионного пояса) и 4.0-6.0 кбар (южная часть). Зеленосланцевый метаморфизм был вызван покровно-надвиговыми дислокациями и синхронен с третьим этапом метаморфизма в офиолитовом и вторым в полиметаморфическом комплексах.

Часть 4. ДИСЛОКАЦИИ II СТРУКТУРНО-КИНЕМАТИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ КОЛЛИЗИОННОГО ПОЯСА

Тектонические блоки, синклинории и другие структуры пояса имеют складчато-надвиговое, или покровно-складчатое строение.

Наиболее ранние, предположительно палеозойские деформации, и связанные с ними структурные парагенезы выявлены только в породах офиолитовой ассоциации и полиметаморфических породах. Они представлены асимметричными лежачими изоклинальными, часто интрафолиатьными и сложными "sheath" складками течения Fn-i и F„, кристаллизационной сланцеватостью и метаморфической полосчатостью Sn, Sn.i, пластичными срывами надвиговой кинематики. Данные дислокации были одновременны с метаморфизмом эпидот-амфиболитовой фации. С этими этапами связывается совмещение по глубинным надвигам офиолитов и полиметаморфических пород и тектоническое расслоение океанической коры. Данные деформации предшествовали позднемезозойской коллизии.

В позднемезозойской истории тектонического развития региона выделяется три основных этапа деформаций (рис. 1), выявляемые практически во всех структурах коллизионного пояса. Главную структурообразующую роль играли деформации первого и второго этапов.

В первый этап деформаций вдоль всего пояса формируется покровно-складчатый ансамбль структурных форм, включающий надвиги, образующие структуры чешуйчатых вееров и дуплексы, сорванные покровы офиолитов, метаморфических, и карбонатных пород с клиппами и тектоническими окнами, зоны пологих послойных срывов, выраженные тектоническими меланжами, лежачие и опрокинутые складки F|, сланцеватость Si, минеральная и деформационная линейность Lj. Амплитуды горизонтальных перемещений .могли, по-видимому, составлять десятки и сотни километров. Это устанавливается по различию тектонически сближенных одновозрастных фаций в аллохтонах и параавтохто-не. Начальные стадии данного этапа фиксируются в восточной и осевой частях пояса выведением пластин офиолитов и полиметаморфических сланцев на блоки палеозойских пород (Уяндинская покровно-складчатая система, тектонические покровы зеленосланцево-метаморфизованных пород в восточных частях Тас-Хаяхтахского и Чемалгинского блоков). В западной части пояса, одновременно происходит формирование олистостром, за счет размыва фронтальных частей надвиговых пластин, и образование лежачих складок Fi (Тас-Хаяхтахский блок, олистостромы западной части Чемалгинского и Омулевского блоков, Кулар-Нерский пояс, Иньяли-Дебинский и Полоусненский синклинории). Корни ранних надвигов, по-видимому, располагаются в восточных частях региона, и в настоящее время перекрыты меловыми и позднеюрскими отложениями. Рассчитанные величины горизонтальных сокращений за счет покровно-надвиговых дислокаций составляют 35-65%,

и представляются вполне реальными для внутренних частей коллизионных орогенов. Складчатые деформации первого этапа обычно представлены асимметричными лежачими и опрокинутыми подобными складками Р|, с пологими и длинными восточными и короткими и более крутыми западными крыльями. Осевые поверхности складок (реконструированные в тех случаях, когда на них наложены поздние дислокации) полого наклонены на юго-восток, а шарниры складок, также полого погружаются как на северо-запад, так и на юго-восток. Парагенезы структурных форм позволяют установить перемещение надвигового фронта с востока на запад в субширотном направлении. В восточных частях пояса покровно-надвиговый фронт, относился к типу вскрытых надвиговых фронтов, по классификации [Мог1еу,1986], а к западу в пределах Иньяли-Дебинского и Поло-усненского синклинориев, надвиговые деформации данного этапа проявлялись практически одновременно с осадконакоплением. Деформации внешних частей пояса по многим параметрам сходны с дислокациями, наблюдаемыми в современных аккреционных призмах. Они представлены практически только покровно-надвиговыми нарушениями, в которых участвуют слаболитифицированные турбидиты, с горизонтами олистостром. Возраст, слагающих тектонические пластины пород, последовательно удревняется к востоку, а региональные горизонты срывов, по которым происходило перемещение надвиговых пластин, напротив, к западу переходят на более высокие стратиграфические уровни. Развитые в западной, внешней части пояса надвиговые фронты относятся к типу вскрытых надвиговых фронтов, проявленных в подводных обстановках, либо погруженных фронтов надвигов. Сланцеватость Бь располагающаяся субпараллельно осевым плоскостям складок, подчеркивается мусковитом и хлоритом. Дислокации первого этапа сопровождались зеле-носланцевым метаморфизмом. Представляется, что дислокации первого этапа были связаны с аккрецией Омулевского микроконтинента с Алазейской островодужной системой, закрытием разделявшего их задугового бассейна с образованием составного Колыма-Омолонского микроконтинента. Возраст формирования ранних покровно-складчатых структур, был растянут по времени от начала юрской эпохи до конца батского века. В последующие деформационные этапы сформированный Колыма-Омолонский микроконтинент мог выступать как жесткий индентор.

Во второй этап, в центральной и северо-западной частях коллизионного пояса, где отмечается фронтальное сочленение конвергентных структур Верхоянской окраины и Ко-лыма-Омолонского микроконтинента, формируются разломы с преимущественно надви-говой кинематикой, которые в северо-восточной и юго-восточной частях трансформируются в латеральные надвиго-, и взбросо-сдвиги. Простирание данных разломов в южной части региона северо-западное, а в северной - северо-восточное. Представляется, что полоса выходов палеозойских пород (Омулевский микроконтинент), в данный этап расчле-

■Е

Рис.1. Схема структурно-кинематической эволюции коллизионного пояса Черского. [Оксман, 1998].

1- надвиги, взбросы, 2- взбросо- и сбросо-сдвиги (стрелками указано направление перемещений по разломам), 3- поперечные сбросо-сдвиги, 4- направление тектонического транспорта взаимодействующих структур.

няется на серию кулисообразно расположенных блоков-мегабудин (с северо-востока на юго-запад): Селенняхский, Тас-Хаяхтахский, Чемалгинский, Уччинский, Омулевский. В западных частях коллизионного пояса плоскости сместителей разломов наклонены на восток, а в восточных в противоположную сторону. Разломы, ограничивающие блоки сложенные палеозойскими породами имеют комбинированную кинематику, трансформирующуюся по простиранию. Так, по Тирехтяхскому шву, являющемуся западной разлом-ной границей Тас-Хаяхтахского блока, в этот этап отмечаются взбросо-сдвиговые перемещения. На севере, северо-востоке он сливается с Ойсордохским разломом с надвиговой кинематикой. Нальчанский разлом, с запада ограничивающий Селенняхский блок, к северу переходит в Полоусненский надвиго-сдвиг. Кинематика крупных Датнинского и Чет-ляунского разломов, также изменяется по простиранию. Рисунок мелких складок, структуры разлинзования, деформационная линейность по плоскостям сдвигов, сдвиго-взбросов и сдвиго-надвигов указывают преимущественно на лево-сдвиговые перемещения в южной части коллизионного пояса, и право-сдвиговые на севере. Нередко разломы данного этапа наследуют более ранние разрывные нарушения, которые распознаются по переориентированным парагенезам малых структурных форм. Перед фронтом крупных надвигов, образуются динамопары левых и правых сдвигов, хорошо проявленные в районах выходов мезозойских пород (Туостахский блок, Полоусненский и Иньяли-Дебинский синклинории). В участках изгибов, резких изменений в простирании тектонических структур с северо-западного на северо-восточное образуются сдвиговые дуплексы сжатия, которые по простиранию переходят в сдвиговые вееры сжатия. На фоне общего сжатия выявляются локальные раздвиговые структуры, образующие бассейны типа «pull-apart», ограниченные сдвиговыми дуплексами и веерами растяжения (например, Догдинский и др., грабены).

Картируемые складки второго этапа мезозойских деформаций F2 имеют конические и цилиндрические формы с кулисообразным расположением осей, совпадающих с изменением ориентировок разломов. Складки F2 устанавливаются вдоль всей центральной части коллизионного пояса. Они деформируют ранние надвиги, покровы, лежачие складки, фрагменты пластин офиолитов. Фиксируется ундуляция осей складок и их изгибание в горизонтальной плоскости. Шарниры складок Fj испытывают переориентировку и вращение. Структурный парагенез данного этапа включает различные морфологические типы кливажа S2 (трещинный, сланцевый, кренуляционный), линейность Li, зоны сосдвигового меланжа.

Закономерное изменение в кинематике и вергентности разломов и сопряженных с ними складок связано, по-видимому, с различными ориентировками векторов сжатия по отношению к конвергентным границам Верхоянской окраины и Колыма-Омолонского

микроконтинента и с их проворотом в процессе коллизии. Комбинированная кинематика разломов второго этапа и их трансформация в различных частях региона объясняются механизмом транспрессии. Одновременно с сокращением пространства и сдвиговыми деформациями отмечается выдавливание породного материала в латеральном направлении с образованием структур «пальмового дерева».

В то время, когда в осевой части пояса проявляются деформации второго этапа, в юго-западной и северо-восточной частях пояса одновременно образуются покровно-надвиговые нарушения, и лежачие, наклонные и опрокинутые складки И) проградировав-шие в западном направлении в сторону внешней части коллизионного пояса - Верхоянской континентальной окраины. Наиболее крупные надвиги, сформированные в данный этап, представлены Чаркы-Индигирским, Кюнь-Тасским, Сетакчанским и др. разломами. Позднемезозойские отложения, очевидно, были сорваны, со своего основания. Надвиго-вый фронт, по-видимому, ограничивался латеральными косыми или усеченными рампами. Образование покровно-надвиговых структур, было близко по времени к возрасту осадко-накопления толщ. При данных деформациях базальные горизонты срывов, по-видимому, перемещались от границы средне- и раннеюрских пород на все более высокие горизонты.

Возраст деформаций второго этапа определяется второй половиной волжского века (восточные части коллизионного пояса) и ранним неокомом (юго-западные и северовосточные части), что подтверждается постепенным омоложением возраста пород участвовавших в покровно-надвиговых дислокациях к западу и северу, а также постепенным омоложением возраста гранитов, запечатывающих данные деформации. Скорость латеральной миграции складчатости в юго-западном и северо-восточных направлениях, по-видимому, составляла 1 -3 см/год.

В третий этап позднемезозойской истории развития в юго-западной и центральной частях пояса формируются разломы с лево-сдвиговой и взбросо-левосдвиговой кинематикой, имеющие сходные простирания с ранее сформированными структурами. В северозападном сегменте коллизионного пояса развиваются надвиго- и взбросо-сдвиги с преимущественно правосторонними перемещениями. Складки первого и второго этапа деформируются в конические складки Из с крутыми шарнирами и осевыми поверхностями, возникают вторичные синтетические и антитетические хрупко-пластичные сдвиги, структуры разлинзования. Возраст деформаций данного этапа определяется как вторая часть неокома, т. к. большинство из данных разрывов смещают раннемеловые граниты. С другой стороны, в деформациях данного этапа не участвуют вулканогенно-осадочные породы Джахтардахского поля вулканитов, имеющие позднемеловои возраст. В эту же эпоху в западной и северной частях пояса, образуются деформации второго этапа, «запечатанные» гранитными плутонами аптского века. Происходит последовательное изменение направ-

ления перемещений Колыма-Омолоиского микроконтинента с юго-западного на северозападное. Дополнительное изгибание коллизионного пояса, за счет северо-восточного юго-западного сжатия бьшо связано с коллизией континентальной окраины Чукотского микроконтинента и Северо-Азиатским кратоном, с закрытием Южно-Анюйского бассейна [Wallace ct al. 1996].

Часть 4. ГЕОДИНАМИЧЕСКАЯ МОДЕЛЬ РАЗВИТИЯ

КОЛЛИЗИОННОГО ПОЯСА ЧЕРСКОГО И СРАВНЕНИЕ С ВНУТРЕННИМИ ЧАСТЯМИ КОЛЛИЗИОННЫХ ОРОГЕНОВ

В настоящее время существует несколько геодинамичсских моделей развития Северо-Востока Азии, в той или иной степени раскрывающих тектоническую и геодинамическую эволюцию рассматриваемого региона [Fujita, Newberry, 1982; Парфенов, 1984, 1995; На-тапьин, 1984; Шапиро, Ганелин, 1988; Зоненшайн и др., 1990; Натапов, 1990; Богданов, Тильман, 1992; Oxman et. al., 1995; Парфенов и др., 1996; Соколов и др., 1996, 1997; Богданов, 1998 и др.].

Ранне-среднепалеозойская история развития в регионе восстанавливается с достаточной долей условности, что связано с ограниченным числом палеомагнитных определений, в особенности, для южных блоков палеозойских пород. Наиболее древние образования представлены позднекембрийскими офиолитокластитами, которые, по-видимому, были образованы в результате размыва коры раннепалеозойского океанического бассейна.

Ордовик-девонские отложения могли накапливаться как в шельфовых обстановках Верхоянской континентальной окраины, так и в окраинно-морских бассейнах, развитых по периферии окраины. Система таких окраинных морей, или малых бассейнов, отделяла Верхоянскую континентальную окраину от океанического бассейна, который на севере (в современных координатах) соединялся с Палеоуральским океаном, на востоке с Палеопа-цификой, а на юге с Палеоазиатским океаном, ограничивающие со всех сторон СевероАзиатский континент. В различные геологические интервалы, совпадавшие, по-видимому, с периодами максимальных регрессий, формировались карбонатные платформы с обильным развитием хемогенных известковистых и доломитовых отложений, биогермно-рифоидных построек, а также мелководных шельфовых образований. Эти периоды сопровождались образованием отдельных замкнутых лагун, и возможно участков с континентальным осадконакоплением. В периоды максимальных трансгрессий окраинные моря, могли большей частью, трансформироваться в сравнительно глубоководные бассейны, развитые по периферии Верхоянской континентальной окраины.

В пределах пояса Черского не выявлены мощные тела раннепалеозойских гранитов, отмечается "вялость" проявления процессов вулканизма, нет и жестких критериев для вы-

деления повсеместного развития палеозойской эпохи складчатости. Все эти факторы не позволяют сопоставлять Верхоянскую континентальную окраину, в палеозойский этап ее развития, с классическими современными активными континентальными окраинами. В тоже время геологические данные, свидетельствуют, что вдоль восточной части Верхоянской окраины в ранне-среднепалеозойский этап развития существовала серия краевомор-ских бассейнов.

Позднепалеозойская эпоха, начиная с позднего девона, характеризуется резкими изменениями геодинамических обстановок (рис. 2). В результате рифтогенеза, от восточного края Верхоянской окраины отчленяются блоки пород, которые образовали Омулевский микроконтинент. Одновременно происходит раскрытие Оймяконского седиментацнонно-го бассейна, с утоненной континентальной или океанической корой. В пользу последнего предположения свидетельствуют позднедевонские, каменноугольные и пермские вулкано-генно-кремнисто-терригенные гемипелагические и конденсированные разрезы, развитые вдоль палеозойских блоков. На «плечах», формирующейся рифтовой структуры, образуются ультраосновные-щелочные массивы (Томмотский и др.). Рифтогенез, очевидно сопровождался развитием листрических сбросов, горстов и грабенов. На таком расчлененном рельефе бассейна отлагались различные градации осадочных и вулканогенно-осадочных пород.

Офиолиты, очевидно, представляют реликты раннепалеозойского океанического, или окраинно-морского палеобассейна. Ранний высокотемпературный, низкобарический "океанический" метаморфизм они испытывают в среднепалсозойскую эпоху. Такой метаморфизм характерен для океанических или задуговых спрединговых центров. Ранне-среднепалеозойские вулканогенно-осадочные образования, в последующем преобразованные в полиметаморфические сланцы, также могли формироваться в окраинно-морском бассейне.

В результате позднспалеозойского рифтогенеза, и изменения направлений векторов сжатия и растяжения происходит расчешуивание и образование глубинных срывов в окраинно-морском или океаническом бассейне, реликтами которого, могли быть офиолиты, и который располагался к востоку от Омулевского микроконтинента. С данным этапом связывается образование в офиолитах офиокальцитовых брекчий, а фронтальные части пластин размывались, с образованием офиолитокластитов. Офиолиты и вулканогенно-осадочные породы испытывают среднетемпературный, среднебарический метаморфизм. Отсутствие близко расположенных минеральных изоград свидетельствует о стабильном тепловом источнике во время метаморфизма. Сравнительно небольшие мощности «зажатых» в погружающихся клиньях пород и, по-видимому, небольшие глубины их погружения объясняют умеренные давления (4,5-6,0 кбар). Одновременно с метаморфизмом,

Восточная часть Верхоянской окраины

Омулевский

Северо-Азиатского кратона микроконтш,ент Оймяконский бассейн

350-310 млн.лет св

Задуговой бассейн Алазейской дуги

офиолитокластиты

офиолиты'

Восточная часть Верхоянской окраины Северо-Азиатского кратона

Оймяконский бассейн

180 млн.лет

_ Алазейская

Ому.ч евскии вулкан и ч ескаяи/уга микроконтинент

Восточная часть Верхоянской окраины Омулевский

Северо-Азиатского кратона микроконтинент

„. . , вулканическая дуга

Оимяконскии бассейн ' '

170-160 млн.лет

Алазейская

Колыма-Омолонский микроконтинент Уяндина-Ясачнепский г с 1 пг пат

вулканический пояс МЛН.ЛС!

Восточная часть 11П 1 1 л „-„

Верхоянской окраины 1-зи чимлн.лс!

Северо-Азиатского кратона Колыма-Омолонский микроконтинент

Аккреционная призма офиолиты, кристаллические породы

* • * 1 5 ттт II 1 1 1 1 1 1111 1 1 1

ш 9| А

-- 11

Рис. 2. Палеогеодинамическая модель эволюции коллизионного пояса Черского.[Оксман, 199! 1 - океаническая кора, офиолиты; 2- полиметаморфические породы; 3- континентальная кора; ранне-среднепалеозойские отложения; 5- олистострома батского возраста; 6,7- мезозойские отложения: 6 глубоководные 7- шельфовые и склоновые; 8- вулканические и вулканогенно-осадочные породы; 9- граниты; 10- вулканизм Уяндина-Ясачненского пояса; 11- разломы.

породы офколитового и вулканогенно-осадочного комплексов испытывают интенсивные пластические деформации, в них образуется метаморфическая полосчатость и сланцеватость, напряженные, изоклинальные лежачие асимметричные складки, пластичные пологие "shear" зоны. Покровно-надвиговые дислокации и сдваивание разрезов океанической коры вызывали, по-видимому, ее плавление, с зарождением системы «примитивных» эн-симатических дуг, например Алазейской. Энсиматические дуги «отгородили» окраинные моря, располагавшиеся к востоку от Омулевского микроконтинента, от открытого океанического бассейна.

В восточной части Алазейской энсиматической дуги в позднедевонское-каменноуголыюс время располагалась зона субдукции океанической коры, и формировался аккреционный клин с глаукофаиовыми сланцами [Геологическая..., 1996; Parfenov, 1991]. Образование системы островных дуг сопровождается задуговым спредингом. Начало данного процесса связывается с развитием в среднедевонское время Алазейско-Колымской раздвиговой системы [Булгакова, 1997].

Таким образом, к востоку от Верхоянской континентальной окраины для нозднепале-озойской эпохи выделяется следующий ряд структур (с запада на восток, в современных координатах): Оймяконский седиментационный бассейн, Омулевский микроконтинент, задуговой краевоморский бассейн, Алазейская энси.магическая дуга, океанический бассейн.

Геодинамическую обстановку, реконструируемую на позднепалеозойский этап развития вдоль восточной части Верхоянской континентальной окраины, возможно, сравнить с современными континентальными окраинами северной части Тихого океана, и в частности с Беринговым морем.

Палеозойские события предшествовали образованию дугообразного коллизионного пояса Черского «Колымской структурной петли». Его формирование связывается с возвратными, конвергентными перемещениями разновозрастных блоков, некогда отчлененных от Северо-Азиатского кратона, и фрагментов палеозойских седиментационных бассейнов и островных дут, и их.последующей позднемезозойской аккрецией. Пермское и раннетриасовое время характеризовалось унаследованным типом геодинамического развития. В пределах Оймяконского седиментационного бассейна накапливались глубоководные черносланцевые гемипелагические и турбидитовые флишоидные и подводно-оползневые и мутьевыс отложения, прослеживающиеся в Кулар-Нерском черносланцевом поясе. В задуговом бассейне Алазейской дуги формировались в основном вулканогенно-терригенные образования, фиксируемые в тектонических пластинах юго-восточного Арга-Тасского блока.

Конец триасового - начало юрского времени характеризуется постепенным сокращением и обмелением Оймяконского бассейна. В восточных частях этого бассейна начинают накапливаться известковистые флишевые турбидитовые толщи, с постоянной примесью туфогенното материала. Такие образования развиты в Туостахском блоке. Характерные особенности строения позднетриасовых-раннеюрских пород Туостахского блока указывают, что они были сформированы, главным образом, на континентальном склоне, разраставшегося Омулевского микроконтинента. К востоку от микроконтинента происходило постепенное обмеление задугового бассейна Алазейской дуги.

В ранне-среднеюрскую эпоху происходит аккреция Омулевского микроконтинента и Алазейской дуги, закрытие разделявшего их задугового краевоморского бассейна и образование составного Колыма-Омолонского микроконтинента (супертеррейна, по Л.М. Парфенову, 1995), к которому также причленяются Приколымский и Омолонский блоки. В начальные этапы аккреции отмечается выведение пластин метаморфизованных офиоли-тов и полиметаморфических сланцев.

Покровы офиолитов и полиметаморфических сланцев были сорваны и тектонически перекрывали ранне-среднепалеозойские карбонатно-терригенные отложения Омулевского микроконтинента. В центральной части Омулевского микроконтинента, и по западной его периферии формируются различные типы олистостром и микститов, по простиранию переходящие в проксимальные турбидиты. Такие турбидитовые образования накапливались в западных частях Полоусненского и Иньяли-Дсбинского прогибов. Синхронные деформации проявлены во всех частях пояса однотипно и представлены надвигами, покровами, лежачими и опрокинутыми складками Р[. В пределах Полоусненского, Иньяли-Дебинского прогибов и Кулар-Нерского пояса отмечались синседиментационные надви-говые фронты и связанные с ними лежачие складки. Значительное утолщение коры и образование крупных покровно-надвиговых перекрытий, по которым выводились пластины метаморфизованных ранее офиолитов и полиметаморфических сланцев, обусловило перекристаллизацию пород в условиях зеленосланцевой фации низких давлений (Т=300-450°С, Р~2,0 кбар), в северных и центральных частях пояса. В более южных районах проявился метаморфизм средних давлений (Р=4.5-6,0 кбар), подобный наблюдаемому в Шотландском типе орогенов (Далредиэнский комплекс) [Добрецов, 1995].

В последующие стадии этого этапа (оксфордский-ранневолжский века) отмечается конвергенция и аккреция Колыма-Омолонского микроконтинента и Северо-Азиатского кратона, что приводит к закрытию разделявшего их Оймяконского седиментационного бассейна. Вследствие субдукции коры бассейна под Кольша-Омолонский микроконтинент образовался Уяндина-Ясачненский вулканический пояс (или дуга). Перед фронтом вулканического пояса накапливались, постоянно содержащие вулканическую примесь, про-

ксимальные турбидиты и более мелководные шельфовые комплексы терригенных пород Полоусненского и Иньяли-Дебинского сннклинориев. Отмечалась проградацня аккреционного синседиментационного надвигового фронта и складчатых дислокаций в западном направлении. Позднепалеозойские-раннемезозойские образования, выполнявшие Оймя-конский бассейн, образуют аккреционную призму, располагающуюся перед фронтом Ко-лыма-Омолонского микроконтинента. В тыловой части, восточнее дуги, формируются турбидиты Илинь-Тасского прогиба.

Вполне вероятно, что при аккреции Колыма-Омолонского микроконтинента к Верхоянской континентальной окраине не существовало единой зоны субдукции, а она была рассредоточенной и мало глубинной, и сопровождалась тектоническим расслоением земной коры Оймяконского бассейна. Мезозойские образования, слагавшие чехол бассейна, были сорваны с утоненного континентального, или океанического основания и перемещены на десятки километров к западу.

В поздневолжский-ранненеокомовый этап позднемезозойского этапа развития региона происходит коллизия Колыма-Омолонского составного микроконтинента и Верхоянской континентальной окраины. Колыма-Омолонский микроконтинент мог представлять жесткий индентор, входящий в слабо литифицированные мезозойские осадки восточной части Верхоянской континентальной окраины. Площадь полосы палеозойских пород, составлявших Омулевский микроконтинент, значительно сокращается, и она расчленяется на ряд самостоятельных блоков линзовидной формы, располагающихся кулисообразно. Рассчитанные величины укорочения, за счет покровно-надвиговых дислокаций для отдельных блоков, сложенных палеозойскими породами, составляют 55-65%, а для образований Полоусненского синклинория и Туостахского блока они равны 35-45%. Ранние надвиги, расположенные в осевой части формирующегося коллизионного пояса, трансформируются в разломы с комбинированной взбросо-, и надвиго-сдвиговой кинематикой. В северо-западном и юго-восточном сегментах такие разломы имели соответственно право-, и лево-сдвиговую компоненты. Образованные одновременно складки F2 характеризуются кулисообразным расположением осей, совпадающих с изменением ориентировок разломов. Они деформируют ранние надвиги, лежачие складки, олистостромы, пластины офио-литов. В более западных районах в данный этап продолжают формироваться разрывные нарушения преимущественно с надвиговой кинематикой. Наиболее крупные из разломов (Адыча-Тарынский, Чаркы-Индигирский и др.), разделяют образования, сформированные в различных геодинамических обстановках на значительном удалении друг от друга по латерали и могут рассматриваться как "безофиолитовые структурные швы" [Dewey, 1977; Парфенов, Натальин, 1989; Леонов, 1993]. Закономерное изменение в кинематике и ориентировки разломов и сопряженных с ними складок связано, по-видимому, с проворотом

Северо-Азиатского кратона и Кольша-Омолонского микроконтинента (что подтверждается палеомагнитными данными [Диденко, Бондаренко, 1997]). Возраст деформаций устанавливается по соотношениям разрывных и складчатых структур с гранитными Плутонами, которые имеют позднеюрский возраст в юго-восточных частях коллизионного пояса, и омолаживаются к северу и западу. Косо ориентированная коллизия тектонических структур определяет комбинированную кинематику разломов и сдвиговые дислокации. Со сдвиговыми дислокациями может быть связано образование узких локальных прогибов типа "pull-apart", в которых могли накапливаться, на завершающих стадиях развития, вулканиты Уяндина-Ясачненского пояса.

В заключительные стадии позднемезозойского этапа развития региона (вторая половина неокома) отмечается последовательное изменение направления перемещений Колы-ма-Омолонского микроконтинента с юго-западного на северо-западное, что вызывает комбинированный транспрессионно-коллизионый механизм формирования структур. В этот этап, в юго-восточном и центральном сегментах коллизионного пояса формируются разломы со сдвиговой и взбросо-сдвиговой кинематикой, имеющие в целом сходные простирания с раннее сформированными структурами, и надвиго-, взбросо-сдвиговые деформации и образование Северного гранитного пояса в северо-восточной части региона. Образование гранитов Северного пояса можно связать с формированием Святоносско-Анюйской дуги, возникшей вследствие закрытия расположенного северо-восточнее, рассматриваемого района, Южно-Анюйского бассейна и последующей коллизии Чукотского микроконтинента с новообразованной Сибирской континентальной окраиной [Геологическая..., 1992; Парфенов, 1995].

Внутренние части коллизионных орогенов характеризуется большим разнообразием [Sengor, 1987; Park, 1988; Тектоническая расслоенность.., 1990; Хаин, Ломизе, 1995; и др.], наряду с этим отмечаются общие, характерные для большинства поясов, особенности строения. Сравнение коллизионного пояса Черского с коллизионным поясом хр. Брукса, который, по-видимому, является северо-восточным продолжением структур Верхояно-Колымских мезозоид, позволило установить следующие общие черты их тектонического строения.

Деформационные структуры коллизионных поясов характеризуются покровно-складчатым и (или) складчато-надвиговым строением, сформированным в течении нескольких дислокационных этапов. Для внутренних частей коллизионных орогенов характерны максимальные величины горизонтальных сокращений, за счет покровно-надвиговых дислокаций. Покровы офиолитов занимают структурное верхнее положение. В свою очередь в офиолитовых аллохтонах пластины кумулятивных габбро с серпентшш-

тами в основании перекрывают пластину базальтов. Последнее может быть связано с процессом расслоения океанической коры, уже на ранних стадиях деформации. В обоих поясах выделяются тектонические покровы метаморфических пород, имеющих преимущественно палеозойский возраст накопления пород, и последующий мезозойский метаморфизм, связанный с обдукцией офиолитов и коллизией.

Для обоих сравниваемых регионов отмечаются позднеюрские-раннемеловые этапы аккреции и последующей коллизии различных блоков (террейнов) к окраинам кратонов. Главное отличие в структурно-кинематической эволюции данных поясов заключается в дугообразном характере пояса Черского, вследствие чего надвиги по простиранию повсеместно трансформируются в разломы с комбинированной кинематикой. Такое отличие может быть связано с тем, что при формировании структур коллизионного пояса Брукса отсутствовал "жесткий" индентор, которым являлся Колыма-Омолонский микроконтинент в поясе Черского.

При сравнительном анализе структурно-кинематической эволюции коллизионного пояса Черского с классическим коллизионным поясом Альп, устанавливается важная роль сдвиговых дислокаций, транспрессии и вращения взаимодействующих при коллизии структур. Оба коллизионных пояса имеют дугообразную форму, образованную в результате индентации сравнительно жестких блоков в осадки континентальных окраин. Офиоли-ты пояса Черского и пояса Альп испытали интенсивные дислокации и метаморфизм до их вхождения в состав рассматриваемых коллизионных поясов, что может быть обусловлено расслоением океанической коры.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Структура коллизионного пояса Черского, представляющего внутреннюю часть Вер-хояно-Колымской орогенной складчатой системы, образована в позднемезозойское время в процессе двух последовательных событий: а) амальгамации и аккреции Омулевского микроконтинента и Атазейской энсиматической дуги с образованием составного Колыма-Омолонского микроконтинента, к которому также причленились Приколымский и Омо-лонский блоки; б) конвергенции и коллизии Верхоянской континентальной окраины и Колыма-Омолонского микроконтинента. Анализ значительного количества данных по структурным ансамблям и парагенезам, и составу и строению литодинамических комплексов позволил выявить основные закономерности строения и тектонического развития коллизионного пояса и сформулировать их в виде защищаемых положений.

1. Гсодинамические комплексы, образующие структуру пояса Черского, характерны для внутренних зон коллизионных орогенов. Синтез материалов позволяет выделить: комплексы: а) конвергентных структур и разделявших их палеобассейнов (офиолиты, по-

лиметаморфические сланцы, вулканогенно-кремнисто-терригенные образования); б) аккреционные и коллизионные комплексы (турбидиты, вулкано-плутонические породы, зе-леносланцево-метаморфизованные образования).

Аккреционные комплексы представлены юрскими турбидитовыми толщами Иньяли-Дебинского и Полоусненского синклинориев, и частично Туостахского блока. В процессе синседиментационных дислокаций эти породы, совместно с подстилающими триасовыми образованиями Кулар-Нерского пояса и Туостахского блока образовали аккреционную призму. К коллизионным комплексам относятся коллизионные граниты Главного батоли-тового пояса, частично вулкано-плутонические ассоциации Уяндина-Ясачненского пояса.

2. Офиолиты коллизионного пояса Черского определены как фрагменты коры ранне-палсозойского океанического или задугового бассейна. Уже в палеозое они испытали высокотемпературный низкобарический океанический метаморфизм, а затем метаморфизм умеренных температур и давлений и синхронные пластические деформации, ставшие следствием тектонического расслоения океанической коры. Иную природу имеют зеле-носланцево-метаморфизованные образования, локализованные в осевой части пояса Черского - они сформированы в результате позднемезозойской обдукцин офиолитовых покровов.

Офиолиты и ассоциирующие полиметаморфические породы пояса Черского слагают сорванные аллохтоны. Корневая зона офиолитов, по-видимому, расположена к востоку, и ей отвечает Ожогинская положительная магнитная аномалия. Офиолиты в процессе трансформации океанической коры оказываются участниками разных структурообразующих процессов. Офиолиты и полиметаморфические породы в позднепалеозойское время подверглись метаморфизму и пластическим дислокациям, и были совмещены по глубинным надвигам в процессе тектонического расслоения океанической коры. Метаморфизм умеренных давлений и температур, очевидно, имеет широкое развитие в литосфере океанических бассейнов. Зеленосланцевый метаморфизм характеризовался широкой метаморфической зональностью, с расположением изоград метаморфизма под углом к стратиграфическим границам. Ранние покровы, с которыми был связан зеленосланцевый метаморфизм, повторно деформированы в картируемые складки. Оказывается нарушена и метаморфическая зональность, в связи, с чем данный метаморфизм имеет пятнистый характер проявления

раиной. Собственно коллизионные ансамбли и деформационные структуры последующих этапов имеют комбинированную кинематику. Они образованы в результате коллизии Ко-лыма-Омолоиского микроконтинента с Верхоянской континентальной окраины.

Верхоянская континентальная окраина, по-видимому, уже в палеозойские этапы развития имела в северной части выгнутый к западу залив. В последующем, в процессе позд-кемезозойской коллизии составной Колыма-Омолонский микроконтинент выступал в качестве индентора, входящего в слаболитифицированные мезозойские осадки Верхоянской окраины. Для коллизионного пояса Черского, также как и для других внутренних поясов орогенов установлены различные типы надвиговых и сдвиговых фронтов, дуплексов, вееров, террш енных меланжей и других структур. Характерная особенность пояса наличие многочисленных разломов с комбинированной кинематикой, трансформирующейся по простиранию, что объясняется комбинированным транспрессионно-коллизионным механизмом деформаций. Складчатые и разрывные дислокации проградировати к западу по направлению к внешним частям Верхоянской континентальной окраины.

Особенности строения коллизионных поясов определяются многими причинами. Различаются коллизионные пояса, образованные в результате взаимодействия систем микроконтинент-дуга, дуга - дуга, континентальная окраина кратона - дуга, континентальная окраина - микроконтинент и многие другие. В зависимости от размеров и объема взаимодействующих структур в коллизионных зонах могут инициироваться различные эндогенные геодннамические процессы, приводящие к формированию разнообразных литодина-мических комплексов. Многообразие коллизионных процессов выражается в различных типах коллизионных шовных зон.

Дугообразный структурный рисунок коллизионных поясов может быть вызван различными причинами. Наиболее важными из них являются: направление коллизии взаимодействующих структур: фронтачьная (под углами близкими к 90°), или косо ориентированная; характер и.скорость вращения взаимодействующих блоков; скорости конвергенции различных структур, их размеры, наконец, морфология континентачьных окраин, микроконтинентов, островных дуг, отдельных блоков или террейнов участвующих в коллизионном процессе и т.д.

Список основных работ по теме диссертации

Всего по теме диссертации автором опубликовано более 40 работ и подготовлено 5 рукописных работ. Из них нижеперечисленные автор считает наиболее важными:

]. Оксман B.C. Структурные исследования в Куларском хребте //Геология и рудонос-иость Якутии. - Якутск: ЯГУ, 1989. - С. 3-12.

2. Оксман B.C. Серпентиниты, метаморфические породы и олистострома Чемалгин-ского хребта // Геология и полезные ископаемые центральной части Главного металлоге-нического пояса (Северо-Восток СССР). - Якутск: ЯНЦ СО АН СССР, 1989. - С. 32-48.

3. Оксман B.C., Парфенов Л.М. Метаморфические породы в тектонических покровах Чемалтинских гольцов // Метаморфические комплексы Северо-Востока СССР, их рудо-носность и геологическое картирование. - Магадан: СВКНИИ ДВО РАН, 1991. - С. 87-96.

4. Парфенов Л.М., Оксман B.C., Шашкин М.М. Средне-позднеюрские тектонические покровы Тас-Хаяхтахской зоны // Геология и геофизика. -1989.- № 1.- С. 130-134.

5. Парфенов Л.М., Оксман B.C., Прокопьев А.В. и др. Детальные структурные исследования в Верхоянье, их значение для крупномасштабного геологического картирования // Тектонические исследования в связи со средне- и крупномасштабным геокартированием. - М: Наука, 1989,- С,- 109-127.

6. Oxman V.S., Parfenov L.M., Prokopiev A.V., Timofeev V.F., Tretyakov F.F., The Chersky Range ophiolites (North-Eastern Asia). // Abstract Vol. 1/3. 29 Intern. Geol. Congt., Kyoto, Japan, 24 August-3 September, 1992,-P. 138

7. Layer P.W., Oxman V.S., Timofeev V.F. Ophiolitic rocks of the Chersky Range, Yakutia, Russia, abstract // AGU., Fall meeting. San-Francisco,- 1993.- P. 623.

8. Oxman, Prokopiev A.V. Oblique collisional structures of the Chersky Range, Northeastern Russia, abstract., AGU., Fall meeting. San-Francisco,- ¡993. - P. 545.

9. Oxman V.S., Prokopiev A.V. Transpression and collisional structures of the Chersky Range. L.P. Zonenshain Memorial Conf., of plate tectonics. Moscow, -1993. - P. 112.

Ю.Оксман B.C. Парфенов, Л.М., Прокопьев А.В. и др. Пояс офиолитов хребта Черского // Геология и геофизика. - 1994.- № 6. - С. 3-20

11. Hackett D.J., Layer P.W., Parfenov L.M., Oxman V.S. Preliminary geochronologic results from the granitic belts and related rocks of the Chersky Range. Sakha, (Yakutia), Russia. // 2nd Int. Conf. Arctic Margins, Магадан, 1994. - P.47.

12. Oxman V.S., Parfenov L.M., Vishnevsky A.N. Geodynamic complexes of the northern Chersky Range (North-Eastern Siberia).//2nd Int. Conf. Arctic Margins, Магадан, 1994. - P. 86.

13. Oxman V.S., Parfenov L.M., Prokopiev A.V., Timofeev V.F., Tretyakov F.F., Nedosekin Y.D., Layer P.W., Fujita K. The Chersky Range ophiolite belt, Northeast Russia. // Journal of Geology. 1995,- 103(5).- P. 539-556.

14. Oxman V.S,, Prokopiev A.V. Structural-kinematic evolution of the arcuate orogenic belt of the Chersky mountain system. // Curved Orogenic belts:Their nature and significance. Buenos-Aires. - 1995. - P.27-31.

15. Wallace W.K., Oxman V.S., Prokopiev A.V., Parfenov L.M. Origin of arcuate structural trends at the boundary between the Siberian Platform and accreted terranes, Chersky Range,

Northeastern Yakutia. U GSA Abstracts with Programs. 91st Annual Cordillerian Section. 1995.-27(5). - P.82.

16. Оксман B.C., Куренков C.A. Мунилканский комплекс офиолитов хребта Черского. // Геотектоника. - 1996.-№ 6,- С.44-57.

17. Оксман B.C., Третьяков Ф.Ф., Тарабукин В.П. Фанерозойские полиметаморфические комплексы горной системы Черского. //Докл. РАН,-1996,- № 4.- С. 516-519.

18. Oxman V.S. Tectonic evolution and ophiolites of the orogenic belt of the Chersky Range. // 30th International Geological Congress, Bejing.China, abstracts, vol.1. -1996 .- P.299

19. Оксман В. С. Геодинамические комплексы и структурно-кинематическая эволюция орогенного пояса горной системы Черского. (Северо-Восток Азии). // "Тектоника Азии". М.: ГЕОС, 1997.-С. 169-174.

20. Оксман B.C. Офиолиты и метаморфические породы в мезозойских орогенных поясах.// Наука и образование.- 1997. -№1. -С.161-168.

21. Оксман B.C. Структурные парагенезы и ансамбли коллизионной зоны горной системы Черского. // "Структурные парагенезы и ансамбли". -М.: ГЕОС, 1997.- С.127-129.

22. Оксман B.C. Коллизионный пояс хр. Черского. В кн. Геологическое строение и полезные ископаемые Республики Саха (Якутия).// Материалы конференции, посвященного 40 летнему юбилею ИГН СО РАН т. 1, Якутск, 1997. - С.25-29.

23. Прокопьев А.В., Оксман B.C. Тектонические покровы Восточной Якутии (Северо-Восток России). // Отечественная геология.- 1997.-№8. -С.21-24.

24. Тарабукин В.П., Прокопьев А.В., Оксман B.C., Карякин Ю.В. Первые находки фа-менских отложений в хребте Черского (Северо-восток Азии). // Отечественная геология. -1997. №8. -С.9-12.

25. Тарабукин В.П., Оксман B.C.,Третьяков Ф.Ф., Платонов В.В..Тимофеев В.Ф. Стратиграфическое расчленение метаморфических пород хребта Селенняхского (Северо-Восток Азии).//Геология и геофизика.-1997. -№8. - С.1329-1338.

26. Руденко B.C., Прокопьев А.В., Оксман B.C., Кемкин И.В., Брагин Н.Ю. Первые находки позднепалеозойских радиолярий на территории Восточной Якутии (северо-восток России). //Стратиграфия. Геологическая корреляция. -1998. -Msl. -С. 38-50.

27. Оксман B.C. Геодинамическая эволюция коллизионного пояса горной системы Черского (Северо-Восток Азии) // Геотектоника,- 1998, № 1, С.-56-70.

28. Оксман B.C., Прокопьев А.В., Карякин Ю.В., Тарабукин В.П. Фрагменты Оймя-конского палеоокеана в коллизионном поясе Черского (Северо-Восток Азии)// «Тектоника и геодинамика: общие и региональные аспекты». М.: ГЕОС,- 1998.- Т.2.-С.69-72.

Формат 60x84 1/16. Бумага офсетная. Печать офсетная. Усл. п. л. 1,98. Подписано в печать 7.09.98. Отпечатано 17.09.98г. Тираж 120 экз. Заказ 195.

677891 г. Якутск, ул. Петровского, 2 ГУП "Полиграфист" ЯНЦСО РАН

Текст научной работыДиссертация по геологии, доктора геолого-минералогических наук, Оксман, Владимир Самуилович, Якутск

Российская академия наук Сибирское отделение Институт геологических наук

ОКСМАН ВЛАДИМИР САМУИЛОВИЧ

УДК 551.24 (571.56)

ТЕКТОНИКА КОЛЛИЗИОННОГО ПОЯСА ЧЕРСКОГО

специальность 04.00.04 геотектоника

Диссертация на соискание ученой степени доктора геолого - минералогических наук

азидиум ВАК России: , ученую степень ДОК! ОРА ^

Оглавление:

Страницы

Введение 3

Часть 1. Тектоническое строение и структурно-вещественные комплексы 9 коллизионного пояса Черского

Глава 1. Краткий тектонический очерк 10

Глава 2. Структурно-вещественные (литодинамические) комплексы 18

Часть 2. Офиолиты и метаморфические породы коллизионного пояса 75

Глава 3. Уяндинский офиолитовый комплекс и ассоциирующие мета- 75 морфические образования

Глава 4. Мунилканский офиолитовый комплекс и ассоциирующие ме- 127 таморфические породы

Глава 5. Фрагменты офиолитов и метаморфические породы централь- 164 ной и южной частей коллизионного пояса

Глава 6. Тектоническое развитие офиолитов и ассоциирующих мета- 196 морфических пород

Часть 3. Деформационные структуры и структурно-кинематическая эво- 202 люция коллизионного пояса Черского

Глава 7. Дислокации Селенняхского блока 203

Глава 8. Дислокации Тас-Хаяхтахского блока 266

Глава 9. Дислокации южных блоков палеозойских пород 327

Глава 10. Дислокации Полоусиенского и Иньяли-Дебинского синкли- 346 нориев

Глава 11. Дислокации Туостахского блока и Кулар-Нерского пояса 374

Глава 12. Структурно-кинематическая эволюция коллизионного пояса 399

Часть. 4. Геодинамическая эволюция коллизионного пояса Черского и 406 сравнительный анализ с внутренними частями коллизионных орогенов

Глава 13. Геодинамическая эволюция коллизионного пояса Черского 406

Глава 14. Сравнительный анализ коллизионного пояса Черского с 418 внутренними частями коллизионных орогенов

Заключение 434

Приложение. Таблицы представительных анализов минералов и горных 439 пород

Литература 484

ВВЕДЕНИЕ

Актуальность исследований. Территория Северо-Востока Азии, расположенная к востоку от древней Сибирской платформы, представляет часть грандиозной орогенной складчатой области, в пределах которой выделены линейные и мозаичные коллизионные и аккреционные орогенные пояса и системы. На протяжении последних десятилетий геология названного региона является объектом пристального изучения, однако многие аспекты геологического строения и тектонического развития района носят дискуссионный характер. Значительная часть этих противоречий связана с интерпретацией структур Верхояно-Колымской орогенной системы, центральную часть которой занимает коллизионный пояс Черского. Применение современных методик структурного, минералого-геохимического, литолого-седиментологического анализа, вместе с новыми микрофаунистическими, палеомагнитными, геохронологическими и др. данными, позволяет снять многие из дискуссионных вопросов, и способствуют лучшему пониманию деформационных структур и тектонических процессов, возникающих при коллизии гетерогенных блоков земной коры. В этом аспекте дугообразный коллизионный пояс Черского, в строении которого участвуют контрастные литодина-мические комплексы, представляет удачный региональный объект.

Цели и задачи исследований. Основной целью диссертационного исследования являлось создание структурно-кинематической модели формирования коллизионного пояса Черского, определение состава, строения и эволюции, разновозрастных литодинамических комплексов, в первую очередь офиолитов и метаморфических пород.

2. Расчленить метаморфические комплексы коллизионного пояса. Определить возраст, P-T-t условия метаморфизма и диагностировать геодинамические обстановки формирования метаморфических комплексов;

3. Определить структурное положение возраст и reo динамические обстановки генерации офиолитов коллизионного пояса. Наметить пространственно-хронологические соотношения метаморфических и структурных преобразований офиолитовых и метаморфических комплексов.

4. Восстановить последовательность образования структурных форм. Определить закономерности изменения стиля складчато-разрывных дислокаций для разных частей коллизионного пояса. Расшифровать кинематическую и динамическую историю формирования структур коллизионного пояса.

Фактический материал, положенный в основу диссертации получен в процессе многолетних комплексных экспедиционных исследований. Основные полевые работы были сосредоточены в северо-западной части пояса в районе резкого изменения простирания структур с северо-западного на субширотное. Данная часть коллизионного пояса характеризуется наибольшим разнообразием структурно-вещественных комплексов, здесь наиболее полно представлены породы офиолитовой ассоциации и полиметаморфические образования. В этом районе наиболее отчетливо проявлены наложенные складчатые, разрывные и линейно-плоскостные структурные формы. Автором были детально исследованы практически все основные коренные обнажения в северной части горной системы Черского (Тас-Хаяхтахский, Полоусненский и Селенняхский хребты) проведено структурно-геологическое картирование, составлены детальные структурные профили вкрест простирания разновозрастных структур, изучены ключевые участки в центральной (хр. Чемалгинский) и южной (хр. Улахан-Чистай) частях коллизионного пояса. Современными петрографическими и минера-лого-петрогеохимическими методами и методами метаморфической петрологии методиками автором обработано несколько сот силикатных, количественных спектральных, рентгено-флюоресцентных, рентгено-радиометрических, нейтронно-активационных анализов. Проведено петрографическое описание (изучено более тысячи шлифов) и микрозондовое изучение практически всех породообразующих и акцессорных минералов пород офиолитового и метаморфического комплексов пояса Черского. Автором проведена огромная работа по составлению макетов разномасштабных геологических и геодинамических карт.

Многие виды исследований выполнялись совместно с коллегами по лаборатории тектоники ИГ СО РАН, ГИН РАН, Геофизического Института Аляскинского Университета, геологами производственных организаций. Под научным руководством JIM. Парфенова и совместно с A.B. Прокопьевым, Ф.Ф. Третьяковым, В.Ф. Тимофеевым, В. Уоллесом и П. Лейером проводилось изучение разновозрастных геодинамических комплексов и структурные исследования. Совместно с Ю.В. Карякиным, Ф.Ф. Третьяковым и С.А. Куренковым изучались особенности геологического строения и минералого-геохимическая специфика Мунилканского и Калгынского выходов офиолитов. С В.П. Тарабукиным, A.B. Прокопье-вым, Ю.В. Карякиным были детально рассмотрены позднепалеозойские осадочные и вулка-ногенно-осадочные комплексы. Изучение метаморфических комплексов велось вместе с В.Ф. Тимофеевым.

Научная новизна. Диссертация базируется на оригинальном материале и представляет первое региональное обобщение результатов комплексного тектонического и минералого-геохимического изучения образований коллизионного пояса Черского. При этом были разработаны следующие новые положения:

- определено структурное положение и последовательность формирования офиолитов коллизионного пояса, и намечены reo динамические обстановки их генерации.

- реконструированы условия и последовательность метаморфизма офиолитового и метаморфических комплексов, рассматриваемого региона, построены эволюционные P-T-t и структурно-динамические модели их формирования;

Защищаемые положения.

1. Геодинамические комплексы, образующие структуру пояса Черского, характерны для внутренних зон коллизионных орогенов. Синтез материалов позволяет выделить комплексы: а) конвергентных структур и разделявших их палеобассейнов (офиолиты, полиметаморфические сланцы, вулканогенно-кремнисто-терригенные образования); б) аккреционные и коллизионные комплексы (турбидиты, вулкано-плутонические породы, зеленосланцево-метаморфизованные образования).

2. Офиолиты коллизионного пояса Черского определены как фрагменты коры раннепа-леозойского океанического или задугового бассейна. Уже в палеозое они испытали высокотемпературный низкобарический океанический метаморфизм, а затем метаморфизм умеренных температур и давлений и синхронные пластические деформации, ставшие следствием тектонического расслоения океанической коры. Зеленосланцево-метаморфизованные образования, локализованные в осевой части пояса Черского, сформированы в результате позд-немезозойской обдукции офиолитовых покровов.

венно коллизионные ансамбли и деформационные структуры последующих этапов имеют комбинированную кинематику. Они образованы в результате коллизии Колыма-Омолонского микроконтинента с Верхоянской континентальной окраины.

Методика исследований. Оригинальность представленных в диссертации исследований заключается в их комплексности: сочетание структурно-динамических, петрогеохимических, минералого-петрологических методов изучения метаморфических и магматических пород и т.д.

При изучении тектонической структуры района и восстановлении структурно-кинематической эволюции применялся комплекс современных приемов и методов структурного анализа. Структурные исследования включают изучение морфологии и вергентности складчато-разрывных ансамблей, детальные наблюдения за малыми структурными формами: сланцеватостью, полосчатостью, линейностью и др.. Эти методы нашли широкое применение как в нашей стране, так и зарубежом (работы А.Н. Казакова, В.В. Эза, Ю. В. Миллера, А.В. Лукьянова, М.Г. Леонова, А.В. Гончарова, В.Г. Талицкого, В.А. Галкина, Дж. Уилсона, Дж. Рамзи, М. Хьюбера, К. Макклея, Твисса, Мура, Хатчера и многих других). Последующая обработка данных проводилась с помощью компьютерных структурно-динамических программ: DGR, Net, Kinematics и др. Применение этих методов позволило восстановить последовательность структурных преобразований, определить ориентировку, кинематику и направление транспорта тектонических перемещений в различные этапы развития коллизионного пояса. Для создания палинспастических моделей и расчета величин горизонтального сокращения за счет складчатости и разломообразования были построены сбалансированные геологические разрезы вкрест простирания складчатых структур на основе известных методик (Дальстрем, Бойер и Эллиотт и др.). Расчет сокращения производился по известным методикам (Вилльямс, Чепмен и др.,).

Расшифровать тектоническое строение региона было бы невозможно без применения структурно-формационного анализа, разработанного в ГИН РАН, и предполагающего палео-тектоническое и палеогеографическое восстановление единых формационных рядов. Такой анализ уже давно вошел в практику геотектонических исследований и лег в основу методики палеотектонических реконструкций бассейнов осадконакопления. При построении модели геодинамической эволюции автором привлекались результаты седиментологического и формационного анализов выполненных в различные годы большой группой исследователей (Ю.М. Пущаровский, Н.А. Богданов, М.Д. Булгакова, Ю.В. Архипов, Л.М. Парфенов, С.М. Тильман, М.Н. Чугаева, И.И. Поспелов и многие другие). Однако необходимо дальнейшее углубленное литологическое и формационное изучение осадочных литодинамических комплексов.

Метаморфизм разновозрастных пород изучался современными методами метаморфической петрологии. Были проведены микрозондовые исследования составов и зональности

минералов метаморфических пород, наблюдения за сменой их парагенезисов и индекс минералов. Используя современные минералогические термометры и барометры восстанавливались Р-Т условия метаморфизма и характер метаморфической зональности (прямая, инвертированная) (Кориковский, 1975; Добрецов и др., 1974; Laird, Albee, 1981; Spear, 1980; Brown, 1977 и др.). Использование данных структурной петрологии (специальные микро-структурно-микрозондовые исследования) позволило установить Р-Т параметры при которых происходили деформационные события, определить относительную глубинность этих процессов и их последовательность.

Комплексом петрохимических и минералого-геохимических методов изучались офиоли-товые и другие магматические и вулканогенно-осадочные комплексы. С целью определения геодинамических обстановок их образования, установления вопроса комагматичности пород различных ассоциаций, степени их деплетированности исследовались составы первичномаг-матических минералов, строились бинарные и тройные и спайдер-диаграммы. Проводился их сравнительный анализ с хорошо изученными комплексами, геодинамические обстановки которых определены однозначно. При этом использовались уже достаточно апробированные комплексные методики (Пирс и др, Беккалува и др., Вуд, Мешеде, Лутц и др.). Минералого-петрологические исследования включали детальное изучение состава и зональности первично магматических минералов офиолитов ( оливинов, клино-, и ортопироксенов, хромшпине-лидов, амфиболов).

Применение геохронологических методов, в первую очередь Аг39/Аг40 датировок на криогенном лазерном микроанализаторе (эти исследования проводились в Геофизическом Институте Университета Аляска) в совокупности с результатами петрологических и палео-магнитных исследований позволило восстановить пространственно-хронологические последовательности событий в формировании коллизионного пояса. Только проведение всего комплекса названных исследований сделало возможным построить оригинальные динамические и P-T-t модели развития офиолитовых и метаморфических комплексов и реконструировать структурно-кинематическую эволюцию коллизионного пояса.

Апробация работы. Основные защищаемые положения, отдельные разделы и части диссертационного исследования неоднократно докладывались на Международных, Всероссийских и региональных совещаниях, школах, конференциях, симпозиумах, конгрессах. Геодинамическая и структурно-кинематическая эволюция коллизионного пояса Черского обсуждалась на XXX Тектоническом Комитете (МГУ, г. Москва, 1997), VI Симпозиуме по экспериментальной тектонике и структурному анализу (ГИН, г. Москва, 1997), 3 Международном симпозиуме по тектонике плит (Звенигород, 1991), Международном симпозиуме "Дугообразные орогенные пояса, кинематика и происхождение" (Буэнос-Айресовский Университет, г. Буэнос-Айрес, 1995), специализированной рабочей встрече "Актуальные проблемы Северо-Востока России и проблема Колымской петли" (Аляскинский Универси-

тет, г. Фербенкс, 1993). Отдельные вопросы взаимоотношений складчато-разрывных ансамблей и линейно-плоскостных структурных форм по различным районам, рассматриваемого региона докладывались на XXVII Тектоническом Комитете (МГУ, г. Москва) "Тектонические исследования в связи со средне- и крупномасштабным геокартированием", V школе по структурному анализу метаморфических комплексов (ИГГД, г. Ленинград, 1992), на региональном совеща�

Информация о работе

Оксман, Владимир Самуилович
доктора геолого-минералогических наук
Якутск, 1998
ВАК 04.00.04

Диссертация

Тектоника коллизионного пояса Черского - тема диссертации по геологии, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему Тектоника коллизионного пояса Черского ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника

Автореферат диссертации по теме "Тектоника коллизионного пояса Черского"

Текст научной работыДиссертация по геологии, доктора геолого-минералогических наук, Оксман, Владимир Самуилович, Якутск

Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему
Тектоника коллизионного пояса Черского
ВАК РФ 04.00.04, Геотектоника