Бесплатный автореферат и диссертация по геологии на тему

Тектонофации складчатых сооружений (на примере палеозоид Казахстана)

ВАК РФ 04.00.01, Общая и региональная геология

Автореферат диссертации по теме "Тектонофации складчатых сооружений (на примере палеозоид Казахстана)"

ижтитут геологических

дкадиши 1шк респуеши л! раки а

На правая руголвсп 7® 551.243:551.73(574)

ЛУ1ШЕШО Алзкоандр йвановвч

ТККТОНОШШ СКЛАДЧАТЫХ СООРУШШЙ (ÍIA ПП!МЕРЕ ПМЕОЗОИД КАЗАХСТАНА) ■

Специальность: общая п рвгпоналышя геология - 04.00.01 п геогбктонлга -04.00.ГО

Автореферат диссертации

на concaamie ученей степени доктора геолого-мшдраЛогич8<ш1х «аур

KH0B, 1993

Работа выполнена в Института геологических наук ам. К.Й.Сатпаеаа НАН РЙ.

Официальные оппоненты! доктор геолаго-шшералогических нау

О.Б«Гингов (институт геофизика им. С.ИЛЗуйОогина АН В), доитор геологй-шшералогических нау профессор В.С.Заииа-Навашшй (Киевский университет иы. Т.Шевченк доктор геолого-цинералогичесвих нау профессор А.А.Сяворонов (Львовоиий университет Им. И,Франко)

Ведущая организация; Казахское научно-производственное объединение "Казиедра" Министерства геоло.гии и охрани надрРК, Алдагы.

Завдта диаоартаада сосгоитоя " /ух {"Ш^иЛ 19Э 9 на ваоедаыви специализированного ооаета.Д 016',64.ОХ ара Инсгитуге геологичеонах наув АН НГ по адресу: 2^2054, Низа, ул, Чкалова, 5ба.

С диссергацввй ыозаю оанаисыатьоя в библиотеке Инстат геодогачасввх наув АН КГ.

. Автореферат разослан "_" 19

Ученый секретарь специализированного совета, кандидат. гаолого-шнералогическвх неук Б.Л.Крупояий

ОБШАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА' РАБОТЫ .

Диооертационная работа выполнена по проблеме тентонофаця-ального анализа (системного структурно-парагэнотпческого под -хода к оценке природных деформаций на кинематической осново о учетом РТ-условий земной поры) и посвящена одному сз важнейших направлений этого анализа - учению о тэктонофациях (дислокационных, деформационных фациях я их латеральных рядов - струя -турной зональноотя).

Актуальность темы. Актуальность данной работы обусловлена необходимостью разработки новых, находящихся на отике разных направлений геологической науки, структурных методик и подготовки соответствующих этим методикам атласных научно-методи -ческах пособий для структурного обеспечения геолого-оъемочннх и тематических, металлогеничесиих, стратиграфических, геофи -зичеокях и Других исследований. Кроме того, её подготовка стимулировалась а общей тенденцией современной отруктурной геология - поисками новнх решений по качественной и количественной оценке степени деформарованности пород.

Казахстан для изучения таких проблем структурной геология является уникальным объектом, так как э пределах сосредоточенных на его территории складчатых сооружений палеозоид в. разных масштабах (нередко даякэ в мшгиатюро) фактически проявлено большинство характерных для других подобных образований мира генетических типов дислокационных структур. Причем многие из таких структур прекрасно обнажены и доступны для изучения во всех аспектах (макро-, мазо- и микро-) деятельности.

Цели и задачи работы. Целью работы является дальнейшее развитде научных основ тектонофациального анализа по проблема диагностирования по десятибалльной шкале тектонофаций' ганих важнейших дислокационных структур складчатых сооружений нан брахнформнне (открытые, германотяпные) складки, флексуры, хрупкие, хрупко-вязкие, субвяэкив разломы нижней эпизоны, вязкие клдважвда разломы верхней мезозоны. вязкие кливаяно-йриоталлизационко-оланцеватне (? их кливажно-гнейсоватые аналоги в гранятовдах) разломы никнай мезозой«, влание вриотал -лизационно-сланцеватне (и их гнейсоватые аналоги в гранитов -дах) разломы катазонц, вязкие ярогрузиа гранитовдов

(локальная катазона на фона мезозоны).

Оововныма задачами, стоящими перед автором, были следующие: I) типизация мезо- и макроструитурных признаков по двоя-' ■ уиЬалльноЯ шналв гактонофаций всех перечисленных выше дислона-ционных структур на оонове углубленного изучения морфологии этих структур на тазо- и макроуровне, расшифровки соотвагст -иузэщях им механизмов (формирования (и в том числа выяснение роли и места в илвааяном дислокационном процесса зэденослан -цевого метаморфизма) с учетом характера влияния на дислокационный процесс породного состава (литологии) и первичной структуры (наличия или отсутствия олоаогоста, оротеитоники и т.п.) геологических сред; 2) изучение тентонофациальюй структуры воех дврачаолончих выше днолокационных структур и определение диапазона теятонофаций (по десятибалльной «кале). которым охватываются эти структуры; 3) доставление атласа мезо- и макро «• структурных признаков тенгоко^аций до эволюционному принципу всех перечисленных выше тицов даолокационных структур; 4) изучение в опытном порядке пеурофизвчэских признаков (магнитная восприимчивость, плотности, анизотропия упругих сиойств и зла-итросопротявдения рород, оЗдая и эффективная пористость) тек тонофаций вязких кливакных разломов верхней мезозоны.

Наудод новиз{ф работу.

1. Дополнительно к ряду уже достаточно изученных в тенто-.-по^ацвальдом отношении дислокационных структур в складчатых

сооружениях палеозоид Казахотана выделены и описаны оубвязкие» разломы нижней элизоны, вязкие кляважно-нриоталлизационно-сланцевагые (и их клияшшо-гнейсоватые аналоги в гранатоидах) разломы нижней мезозоны, гнейооватые разломы/(аналоги крвотал-лизадиошю-оланцеватых в гра>ттоидах) катазонц,

2. Ооаоаны вязкие протрузаи,гракатоидов как. производные вязкостной' инверсии горячих' (при температуре., отвечающей.термальному режиму катазоны) плутонических и реоморфных гранито-идедх масс в палеозойской) чехле сравнительно холодных (находят щихся в термальном режиме мезозонр) осадочных » вулканогенных образований,

,3, Описан^« мезо- и • микромеханизмы.формирования' дислокационных структур! и в том числа рассмотрена ■ роль зелсносланцевогр' :Ыгйцор5извд. ири кливажных дислокациях. ■

_ з -

4. Типизированы мезо- и ш у, рос ? рук турны е признаки тек toil офадяй всех перечисленных выше дислокационных структур л на этой основа па эволюционному принципу составлен атлас мезо- и йакроотруятурннх признаков тектоиофаций этих образований.

5. Оавсвяа твктонофациальная струитура в показаны диапазоны теятонофадаЯ» которыми мартврувтоя дислокационные структуры перочЕолоннкх вняэ типов.

6. Определена как приемлемая для диагностики тевтонофаций (so десятибалльной шкале) дислокационных структур верхней на -зозона анизотрэяяя упругих овойств и электросопротивления.

QCHOBKH9 зашиваемое полоаення.

I, В складчатых сооружениях палеоэоид Казахстана тевтонофаций важнейших дислокационных структур (брахиформнце складки, хрупяяе, хрупко-вязкие, субпязяпе и вязкие разломы, вязкие протуягэяя) характеризуются статастичеоки устойчивым! наборами мезо- & минроатруктуриых прязяаков (агруктуриша и отруктурно-даяая0йзтам0р$ичесяи1я парагенезисамя), отображавшими РТ-усло-вяя (ззжняя эпязока, верхняя в нижняя мззоэона, аатазона) фор-марозаввя этах структур я соответствуйте атим условиям меха -яязмз дислокационных преобразований пород, характер влияния на формы реализация этих механизмов литологии я первичной струи -туры (наличие аля отсутствие слоиотоотп, прототекгоняки) reo -логических сред я относительную аеличину (по десятибалльной шкале тентонофаций) структурной анизотропап.

.2. Каждая дислокационная структура характеризуется определенным диапазоном (по десягпб^Л^ной икала) тентонофаций, отве -чающим необходимой для ее формирования ингенсивяоото деформационного процеоса. Это диапазон в брахиформяых (гормзнотипяых) складках соответствуют тентонофацяям 1-1У, во флексурах - I-JI, хрупких разломах - IX-X, хрупко-вязких разломах - У-Х в несло -яотых средах я УП-Х в слоистых средах, субвязках и вязких нли-валш&х разломах - У-Х во sees средах, кляваанэ-ирлоталлязациоя-Ео-олаяцоватшс в кристаклязационно-сданцеватня (и гаейсоватнх их аналогов) вязких разломах - Ш-Х, вязких протрузяях гранято-ядоя - 1-Х.

3. Внутреннее строение дислокационных б9руятур всех отмеченных выше типов отображаетоя в тектонофацяаяьной йональноо -та - ритмах (минпкум-максимуи-шшамум), в составе которых от -носятвльно максимальная (по десятибалльной шкале) тевтонофация

маркирует участки наибольшей деформационной преобразованности пород - ков или номинальное ыеста шва во всех типах разлоаов, контакт ыеаду разновязкостными массами в вязшх протрузиях, места наибольшего изгиба слоев в крыльях складок в осевые или примыкающие в разломам частя флексур,

4. В вязких протрузвях гранитоидов тектонофациальная зональность, отмеченного характера, во вмещающих породах совме ■ щена о латеральной зональностью РТ-обстааовон (теятонофация -максимум принадлежа? натаэоне, а более низнобальные тектонофа ции - последовательно, по море удаления от контакта, нижней и верхней мезозоне). Такое совмещение зональностей является следствием термально-механического взаимодействия твердых ropj чих (разогретых до температура, отвечающей РТ-условиям катазо вы) гранитных тсс со сравнительно холоднаш (находящимися в более низкотемпературных РТ-условиях) вмещающими породами.

П ракгичеовая ценность. Типизация мазо- л шкроструктуркш и отдельных патрофизачесних признаков говтонофацай и соотаал?-ние по эволюционному принципу атласа соответствующих этим признакам мезо- и микродаолокационных структур имеет непосредственную практическую значимость для геологачеснои практика и, в частности, крупномасштабного (от 1:50000 и крупнев) и весьма детального (донумепгаллизационяого в горных выработках) геоло-гсызтрувтурного картирования. Диссертационная работа может слу жить научно-методическим пособием для структурного анализа руд инх шлей и месторождений, а такзге для обеспечения детальных тематических исследований по стратиграфии, интерпретации дан -рда сейсморазведочных и элевтроразввдочных работ а др.

Фактический материал.В основу работы.положены результаты почти двадцатилетних исследований автора по проблеме тектонофа цвального анализа, начатых еще на производства в качестве аспа ранта-заочника (1973-1975 гг.), а затем в I975-I99I гг. про -' долкенных в лаборатории тектоника ИГН HAH PK по тематике Института и хоздоговорным работам. •

Для изучения тектонофацай были специально подобраны опорный участки и опорные профили, отличающиеся хорошей обнажен -йсх)?ыо, теитонотияачностью развитых в их пределах даслонащоч* й«х структур. Ш подбор был осуществлен по результатам состава денця автором региональных гактонофациальных разрезов (их

бщая протяженность составила около.600 п.им) складчатых зон жного, Центрального и Восточного Казахстана (в работу эти азрезы не включены), а также опытного детального тектонофацп-льного картирования ряда рудных объектов в Кевдыятааэ, Мугод-apax и Чу-Иляйснах горах. Зга участки раооеянн по всей твррл-оряя Казахотана к в определенной мера точечно охватывают олыпянство структурно-формационных зон складчатых сооружений албозоид этого региона.:

По каздому учаотау составлялась тектонофациальная нарта и опорный разрез масштабов от 1:200ООО до весьма детального} зтачьно документировались и фотографировались (с составлением этопанорам) характерные обнажения и их детали (отснята сотни эляяов пленок); описывались под бинокуляром я поляризационным знросиопсм несколько тысяч полированная штуфов и прозрачных гафов; определялись физвчесвве свойства 600 ориентированных >разцоа; изучались прецизионными методами (в пучке отраженных 1еи?ронов на макрозондв .1СХА-733, рэвтгено-струвтурным аналй-ш, электронографией, R6-Sг я К-Аг радяохронслогичесной изо->пйвй) около 150 проб, мякроатуфоз.

Работа оформлена в атласно-монографячесном виде (теорем-юкяе вынладки в ней соединены с обширным иллюстративным ма -фиалом). Причем ее атласная часть, в отличие от аналогичных 1бот. в области структурной геологии и структурной петрологии, «троена'на эволюционном принципе (вместо отдельных структур люстряруюгся их сериальные, эволюционные ряда) о зспользова-ем приемов мультипликации а телеснопарования. Значительная сть ноннретных описаний тектонофаций в работе сведена ь таб-цы или перенесена в развернутые подрасуяочнце подписи.

Объем работы. Диссертация состоит яз "Введения"» пяти ав и "Заключения" общим объемом 34? страниц; содержит 298 люстрация и 13 таблпц. Список использованной литературы мчает 76 наименований.

Апробация работы и публикации. Основные результаты рабо-докладывались на республиканских и всесоюзных совещаниях и г.ч. на петрографическом совещании в Свердловске (1987 г.), зм Всесоозном тектонофациалыгом совещании в Алматы (1989 г.), гчно-прадтичесиой конференции во Львове (1981 г.), произвол-зенннх семинарах в Актюбяноне (I98S г.), Новокузнецке,

- б -

Дуианйа (1990 г.), Иркутсне, Чите, Магадане (199Гг.). Крэыв того, аэяцав по материалам данной работы а течение I9S8-I99Irr. автор читал в Алма-Атанскои филиале Воеооазного а ноги тута по -вышения квалификации геологических работников. .

По томе диссертации опубликовано 29 работ.

Работа выполнена в лаборатории тектоники Института геологических наук им. К.И.Сатпаева HAH FK. Исследования по ее тематике были организована членом-корраспандентоы HAH Ж В.И.Пага -лахой и научно направлялись им на воем протяжении ах выполнения

В работе за основу описания дислокационных структур приняты используемые в тактонофациалькоы аналазе сгрувтурно-ноодаи -натные оси з, д (аэ ~ плосяоеть кливааа, кристаллизационной оланцеватооти; ось а совпадает о линейкоогьа, наибольшим удлинением зерен, вилючанийиЛ^в» £ - ось складка).

Приняты совращения: AÖ - альбит; Акт -акгинолиг; Анд - андезит; Би - биотит; Тем - гематит; Гр - гранат; Дол - додошт; Ка - карбонат; Кв - кварц; КПШ - калиевый полевой шпат; Эя -апидот; Мг •• шкрограниг; Йв - широнварциг; Ыу - ыуоковаг; Пл - плагиоклаз; Рог - роговая обманка; Руд - рудный; Сер « серцкт; Сф - сфеа; Хл - хлорит; Цл - цеолиты.

СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

I. ТЕОРЕТИЧЕСКИЕ ПРЕДПОСЫЛКИ ИССЛЕДОВАНИЙ, Настоящая работа базируется на основных теоретических положениях тектоно -Фациального анализа, который был разработан в лаборатории те%-|ониии ИГН ШН Ш (научная шкода, возглавляемая члоном-коррес-цонденгом HAH Ш Б.И.Паталахой). Каи геодогичеокая нонрепцая он состоит из четырех начал: I) учение о вертикальной зональ -носга земной коры складчатых областей как функция РТ-условяй (выделение апизоны, иезозоны,- катазоны); 2) учение q шовной , (ирразломной) складчатости (тектонических потоках) во всех Ißex РТ-зонах; з) учение о тектонофацвях; 4) учение о листра -ч^оких разломах.

Уцениввертикальной зональности посвящена изучении за -вяоимооти механизмов двслбкациовного процесса от тврыодинащ -веских (глааннм образом температурных) условий, которые

диктуют вязкостные свойства.И' формы реологического течения вещества. Согласно этому учению эпизоне-отвечают области нулззо-го метаморфизма.(температура менее 100 °С) и в том числе участки земной коры,, где тосподстауют .гидропластические формы течения вещества (верхняя эпязона - бассейны седиментации и лито -генеза)'й изгнбнне и хрупкокатакластичесние деформации (нижняя эпизона - приповерхностный горизонт, сложенный холодными извер-яенннми,.метаморфическими и высокодиагенезированними осадочными породами). При этом верхней эпизоне свойственны поверхност-но-гравитационный;(осадочный меланж, оплывины, покровы и т.п.) и глубинно-гравитационный (глиняные, соляные и т.п. диалиры) генетические типы дислокационных структур, тогда как нижней эпизоне - отраженный (открытые складки» флексуры, хрупкие и хрупко-вязкие разломи), вулкано-тек тонический (аналог отраженной в вулканических толщах) и шовный типы дислокационных структур-. ■ "

Мезозона соответствуют.области цеолитового и зелоносланце-вого метаморфизма. ЕЯ отвечают нливажизя (верхняя мезозона) и комбинированная; кляваето-нряот&глизационно-сланцеватая (ниа -няя мезозона) формы дислокационных преобразований (течения) горных пород и шовный тип складчатости.

Катазона охватывает области роговиковой, эпидот-амфиболи-товой, амфиболиговой и гранулитовой фаций метаморфизма и уль -трамегаморфизма.- Для нее характерна кристаллизационно-сланцс -ватая (в гранитоидах гнейсоватая) форма течения горных пород и шовный и глубинно-гравитационный (гнэйсово-купольный) гене тическиа типы дислокационных образований.

Учение о шовной складчатости касается принципиально нового понимания дислокационного процесса как приразломного смятия (а не просто бокового пластичного смятия в традиционном пони -мании), реализующееся кан своеобразное вязкое сдвиговое (в форме тектонического потока) пряразломное смягие на стыке ля -тосферных плит или блоков земной корн всех маситабов. Согласно этому учению, важнейшими макроэлементами зонных зон являются вязкие разломы (субкляваянне в нижней эпизоне, кливазшыо в верхней мезозоне, кляважно-нрясталлизационно-сланцеватне в нижней мезозоне, крлсталлвзационно-сланцеватые в катазоне).

Учение о твктоноДшдях посвящено проблеме структурной

зональности. Его предаго-м всзкедсзааай .гадазгся структуривя (и б том числе сгруегурко-да11£|1:о«йт8^орфачса::ай) иарагеаезас, развернутый в своеобразии;"! зводедвошша ряд, декокмраруадкй• кинематические ступени (тектоьафащш) иарастааак деформации на мезо- и микроуровне.

Сердцевиной учения о тектонофашшх является десягибаяль -ная шкала тектонофаци.!, основанная на оо'ощзшш огромного иа&ах дательного материала (регионального, локального, «аиросиопичес кого) а сочетании с теоретически«« а энсдйриыентальнь'ма данку-ма з кинематическом аспекте.

Тектоиофацпальнкй анализ шяег свои определенные, также базирующиеся на парагакетическом подходе, аналога за рубехоа. Зто стр :к~аналлз (ноличественно-аналатичесасе исследование деформаций) в шглодзичнцх странах и Западной Европе, параге-нетичеенвй анализ на основе структурных рисунков (ХИН, Москва; А.В.£укьяноз и др.), аначаэ структурно-породных комплексов (ИГиГ, Ьовосибирск; Б.М.Члксв и др.), а тайге ряд методик, разрабатизаешх £3 .А .Гончаровым, 0.Б.Пштогш, В.С.Запиа-Нозац-кй.м, ЗЛ.:.'.'адеспии л др. Ох тектокофацаальксго анализа пх отдачам несколько иные принципы определения состава структурных •парагенезвеов п систематики структурных элементов этих параго-•иезксоа. Однако обит для бтйх аналогов, во всяком случае кос-г.овсьой и новосибирской скол, н тектокофацкаштого анализа является одинаковый подход к оценке метаморфизма иезоторах фа -цяй как составной часта дислокационного процесса (стресс -метаморфизм). .

2. тектонофаций дисяокашоншх структур киннвй шизой!

Изучены тонтонофацка брахкформных (открытых, герианотипикх) складок, флексур, хрупких, хрупко-вязких и-субвязких разломов При атом в качестве брахафоршых складок прики^алксь овальные лякзовздные, ромбовидные и т.п. в плапе структуры, ддра которых предстазлявт собой реликты первичней моноклинали, а кры -лья - очень пологие (углы павшая слоев менее 40°)'флексуры, зашнутыа в плане, В свои очередь в качестве флексур (как самостоятельных дислокационных образований) рассматривалась линейные в плана кояенообразные изгибы слоев до 60°, часто со -пряаенвде о хрупко-вязкими разаолшя. Что ге касается разло -из», го их морфологические тапы выделялись согласно

л TI^ÎOHCV ^.снг'. »лпгсгтлишш но ^са'Г*!г>-

v. зл:л:-тл? 'or-?' m«:;.':••туда смешения (Натп-• *>.-". rvirrceni.'miur.i: "гтп-'пе разло:»:: л:".'" ялог.'тсхь лпЛ:

-•;.•• v'::-r: лл > лйлпогс лс-сят''>г> vsrnoa)

. : $»лт глчягп«:! 7Г»?к?Л Хгупго-Бвзрп'з

•л1"-л. г^плг'" s срт>"и:"гзлъ-;с- H~5o;i:?r.y'<

rrv ••*:>,; or дееппоп лп пепгллт сот ей ;>отгад5 ао?/ г.нтеропяпз."! t с<г*аи«г: поре г.» Cvír.^artr* v л - отг«".чяз от хгтунязх »»

'■•"¡■.^-ПЯГ.^ЛХ, ОЙЛагаП? '-"Л":'О ?:'ОаЛгУ!ЛП-> ¡.'¡"О". I! ярОЯРЛег-,

г.;*.дс -ооэзьво «oskiks (oï îîsj-uc оэтзя гятроп го верша гля;-

лет? суЗзлгзтарзззллл "Л)гл

Псуззпяе .•■'.г:т?.нязг'эз fotfc-tan&'.'.ri гт»,ле«::з»«-"тяя отругту л*лззло, "то п.р j?o?'"!:u Зп.охп'Тоятг: зяладоп я £>яскпуи

:г»узуп р.ог.ъ ."".r;:ö tí tons'ai!" > rеггцвктозчог. s •.

ч <ч.. •• - г . <»(••* - "ir ' -•-: .........- : f. - о;*-»*«

mo о л; i

'I t г

д,.

•I11' С" "'Sг р

: '! ' ч-аГ IT !

ira треззн в раюа.

1

40 -■»у

— >

опгус

лл: слоз? л. елвлк-олллJ

"л:лл„ Т'Г.-;, лл уллеггллл

" лл'; ' ■ слл''л! пэояэд.ч«3?2 ~

г'i7)0Т в ';'"—

л а злаарэдгтах. иаяриняр, гуз -

на ?ра чзгкрэ- яорячяа веся, чем пзечанялах. Гюэго.чу, ггалпллгр, а геагоно^ацп.^ I-Г/ делаиэать алезрэ.тп?ж: {л v. других ;ся:?ооЗло!«з*;п«с яке«?

1Т2ЧС833.1» яарашдопиЗ а г,я. габзтус {я.%:лз ясзпсзяпкааго ; п йзигак), хорда как з агездтшгз: passera грубая

'.атчагас

В .Одсярсэшш згруавях г.?лло»ов оазу%зт ягразт f? 'катазлаэ (к.чэгекрагяоо разгулен;:о ззр-зн л :jr::?.unonnoe o?o."i-шяе чаогяц) я ^'.лз!шгизаш1я (ясгяраиао до я»яеяяд5шх чясгяц). 3ípyaso-5i3v,"x разломах tíEspcsaxaitaas я мплопзгязадоя rc.t -дстяуя? только во газ, тогда га;: в оЗра?,«леяля i куледягго юявляетоя дроблеизв (бре^плровашю^ рзаллзугпзэоя з гзд? ■стой овтя разкоязяравлвнкых трещян окаяиэаягм а отрвза» по -»дяняруз:;:я в ооа,доянах толщам влояогостЕЛ1» а в песлоястцх

rs

*

рредах - прототектоничесиой ила иной другой первичной трещи -новатоотыо. В слоистых средах, кроме того, отмеченные преобразования сопрововдаются изгибом и дезинтеграцией (разлинзована-ем, Оудинажем) слоев.

Субвязкие разломы являются производными еубкливажного течения горных пород, реализующегося как смещение шшрочастей, этих пород по мириаде односистемно (ав) ориентированных плос -костей скольжения (им отвечают хрупкие в субвязкие макроразрц-вы сдвигового типа). Такой процесс сопровождается образовани -ем сколовых складок и дезинтеграцией слоев, (разлинзованием, будинакам). При этом субкливаж морфологически имеет примерно та же черты, что и нормальный (течения) кливаж - форма.микро т-литонов линзоьидная, линзовидно-пластинчатая и т.п. Однако о? последнего отличается тем, что с ним не связан^ минеральные изменения пород. Отвечающие ему минроразрывы в тентонофациях У-УП нитевидные, а в тентонофациях УШ и особенно IX и X подобные микроразрывы имеют тончайше швы, выполненные микрокага -' пластическим и истертым материалом и в отдельных случаях гид ~ рослюдами (приобретают черты вязких).

Процессы субклаважарования часто сопровождаются развитием 9труктур пересечения кливажом слоистости (типа муллион-струк -тур и др.).

Разломы всех перечисленных типов нижней эпизоны находятся в динамическом единства и овязаны взаимопереходами по вертикали. р частности, данные детального тектонофациалыюго изу-' чения их на западном фланге Западно-Мугоджарского мегаблона (участок Кундазды) и выполненных на его основе реконструкции Доказали, что в блязповерхностном горизонта земной коры такав; разломы образуют колонну клиновидной формы;в поперечном оече -НИИ, обращенную острием вверх и состояадю из вложенных, друр. в друга частных клиньев '{нижнему отвечает субвязкий разлом, : среднему- хрупко-вязкий .разлом, а верхнему, замыкающему ко -4рнну, - хрупкий разлом). ' ' . .

И. в з о- ими к р о структурные ар« Ц' § в и н к г 0:Н о ф & ци й. Мезо- и данрострувтурнэд признаки тектонофаадй рассматриваемой групп» дислокационных Структур описана; в хрупких разломах на примере двух хорошо Ьйа^енадх'^азривов; этдга кремцисты§'

отлояения бурубайтальской сваты (шшшй ордовик) и фпиюовид -ныв отложения дуланкароаой свиты (Нижний ордоэп*) а Сырагум -свой шовной зоне н d СелетЫ-Чу-Илийском прогиба соотзетстпеи-но (Чу-Илийсвие topa); в брахиформкнх саладках на примере открытых складок нижнекамешюуголышх ираоноцоотных отложений (таскайнарская овита) в одноименном наложенном прогибе на юго-восточном фланге Квндыкгаооной антнклпнорной шовной зонн (го -ры Кевдыктас) и в таких ate осадочных отложениях фамэнского яруса в аналогичном прогибе в краевой, южной части Джалакр-Наиманской антиклинорной шовной зоны (Чу-Иляйскиа горя); во флексурах " хрупко-вязких разломах в олоиотой среде на примере так называемой Чокпарсиой флекоуры (название обобщенное; получено из-за великолеп* эй структурной внраженнооти и по месту нахождения у пос. .Чокпар), одновременно объединяющей в себе собственно флекоуру (согласно приведенному выше определении) и вдтно-вяэвий разлом, гакае s красноцвотних огложенилх фамен -звого яруса в пределах наложенного прогиба в Дяалаир-Наймаи -звой шовной ангиилинориой зоке^в хрупко-вяэиих разломах з не -злоистой среде на примере одной из западных ветвей Центрально-{азахстанского разлома» проявленной в гранатах кызылрайского [позднепермского) комплекса (участок Кызылрай вблизи одновмея-юго поселка в Северном Прибалхааьа) а сравнительно более вы -¡окопорядксвого подобного разлома, няруигоцзга гранвтй роен -гэльского (среднедевонского) комплекса (участок Заяадно-Кай ->актпнсвий в Центральной чаоти Мугоджар); в субвязких разло -?ах а слоистой среде на примере одной из кругопадаюдос ветвей ■дубинного краевого Западно-fíугоджарского разлома (участок 'увдызды) в сравнительно грубослонстнх (типа молэссы) алеяро -(вто-песчанииово-гравелитовых отложениях эилаирокой qbjvtij (fa-!внский и турнейпняй ярусы) я зоны довольно крупного (шириной ;о 0,3 им) и наклоннопадающзго (60°) подобного нарушения во )Лишоидных отложениях дуланяаряноной овиты (верхний ордовик) а юго-восточном фланге Дкалаир-Найманоиой антиклинорной шов-, ой зоны (участок в Чу-Иляйсвих горах)} в оубвязк-х разломах неслоистой среде на примере одного из частных разломов За -адио-Мугодяирской шовной зона (отвечает одноименному краевому глубинному разлому), проявленной в базальтоидах мугоджар -кой толщи (нижний - среднйй дзвон).

Полученные данные по мезо- и микроструктурным- пглэнаяам

тектонофаций на основа расшифровки внутреннего строения и механизмов формирования всех вышеперечисленных дислокационных' образований обобщены в табл. I.

Выполненные исследования показали такке, что кавдая две -локационная структура (из числа рассматриваемых в работе) ха -рактеризуется вполне определенным диапазоном (по десятибалль -ной шкале) тектонофаций, отвечающим необходимой для формирования этой структуры интенсивности дислокационных преобразований.

Хрупкие разломы характеризуются тектонофацией X или IX-1. Этим тектонофациям отвечают швы, выполненные глинками трения или истертым материалом (милоиитовой массой), содержащим в небольшом количестве (до 12-15■% общего объема) миирообломнов вмещающих пород. Эти тектонофации за пределами швов (во вмещающих породах) тначкообразно (буквально на расстоянии 0,3 -0,5 м от шва) сменяется тектонофациями фоновыми (вплоть до первой).

Брахиформные складки. Флекоурь и хрупко-вязкие разломы обычно проявлены на одном и том яе-гипсометрическом уровне (относительно палеоповерхности) и нередко, связаны взаимопере -ходами. Они отличаются мевду собой по тектонофацпальным характеристикам. В частности, брахиформные складки маркируются тек-тонофациями 1-1У. Во флексурах этот диапазон расширяется до тектонофации У1, а в хрупко-вязких разломах в неслоистых сре -дах он отвечает тектоиофациям У-Х и в слоистых средах - УП-Х. Причем в хрупко-вязких разломах относительно максимальная тек-тонофация маркирует шов, а относительно минимальная - краевые 'части этой структуры по обе стороны от шва. В брахиформных оиладках наоборот относительно минимальная тектонофация фиксирует ядро складки,а максимальная ~ участок наибольшего изгиба слоев в. крыльях. В свою очередь во флексурах текгонофация-мак-симум;охватывает осевую или примыкающие к разлому ее части, а минимальная - крылья. Доказательной в этом отношении является упомянутая.Чокпарская структура. В ней'от периферии (тектоно ^ация I) в центру (тектонофация (X) происходит: поступательное увеличение угла падения слова в сопровождении возрастания ан -трвоивноати литологичеокц, избирательной .тревдноватооти; появ ление структур будияажа в тектонофации У; скачкообразный паре-¡ ход трещиноватоета а дробление в тектонофации УП; проявление :

Таблица I. Мезо- и макроструктурные признаки тектонофацнй дислокационных структур нижней эпиэона (на примере вертикальнопадающнх разломов и склацок с вертикальными осевыми плоскостями)

Тип дислокационной структуры

¡Механизм реформация

!

•Балл Тп Угол па- {Дезиитегра -{текго- дения слоев;¡ция геологи-

¡Йа" ¡2) -угол меж- |ческик "Л

¡ду плоское -!

¡тям" слойс -( 1тости и кли-}

¡важа |

'Форма(габитус) .'блочков,обломков, частиц,

!микролитонов |

I ____

т — -----—

Размер в поперечнике блоч -!ков, обломнов, ¡частиц; толщи -!на микролитонов ) !

|________

7 7

т-----

! Текстура ' породы

I

_ ,----,------

Структура¡Минеральные породы {изменения {породы

I

Г I

■ I-

Ю.

Брахиформ-ная складка (открытая, гер -манотипная]

Изгиб; хрупкое скалывание и отрыв по ортого нальной системе трещин

I) До 10

Не проявлена

Субплитчатая, субпрязмати-ческая в слоистых средах в субизомет-рпческая многогранник овая в неслоистых средах

I) до 20

I) до 30

1У

I) до 40

ф Л 6 к сура я хрупко-вязкий разлом

Изгиб; хрупкое скалывание и отрыв -э ортогональной сис-■теме трещин:

I) до 50

Чуть заметны следы грубого разлинзо-вания и бу -динажй(наме-чаатся шейки будин) •

Плитообразная субпризматическая в слоистых средах, субизометрпчес-кая многогран г никовая в на слоистых средах

I; 150 см; 2) 5 см*'

Сохраняется первичная

Сохраняется первичная

Нет

1) 50-149 см;

2) 3-5 см

1) 25-49 ом;

2) 1,8-3 см

I!

1.2-24 ом; 1.2-1.8 см

а

8-1,1 см; 0,8-1,1 см

У1

I) до €0

Очень грубое разлинзование и будинаж (хо рошо проявлены шейкй будин)

Хрупко-

вязкий

разлом

Изгиб; силь--ное дробле -ние, враще -

УП

I) до 70

Грубое раз-линзование в будинаж (проявлен распад слоев) _

УШ

I) до 80

Сильное разлинзование !1 будинаж (растаскивание

Субизометри -ческая много-гранниковая с чуть сглаженными углами

Шарообразная овоидная, эллипсоид -пая и т.п.

[) 3-7 см: >) 0,5-0,7

см

ТГТ,а-'г ,9 см 2) 0,3-0,5 см

1) 0,8-1,7 см

2) 0,1-0,3 см

Очень грубого дробления

В основном сохраняется' первичная 6 чертами ката-яластичес-коЯ

Нет

грубого дробления

Бранчевид-ная

Гр^МШа-кластичес-1 кал, реликтовая первичная

Катаклас-тическая

Тончайше микропленки хлорита или серицита ка

Продолжение таблицы I.

5 частей слоев на рас -стояние до первых метров) 6 8 9 _ 10___ зеркалах скольжения

Хрупкий и хрупно-вяз-кви разлом Минродробле-кие (ката -клазЬ вращение, волочение чаогиц IX I) до 85 Очень сильное разлинзование и будинак (псевдононг-ломераты: затирание ок -руглых частей слоев грубозернистых осадочных пород в субми -лонитазиро -ванной массе тонкообломочных осадоч -ных пород) I) 0,1-1,7 см » Брекчевид- но-иолосча- тая Микрока-такласти-чеоиая, реликтовая первичная

Макроката-клаз, ■ ао -таранив i X I) ДО 90 Полное преобразование пород до однородной милонитовой массы 1) 0,1 см 2) ОД см Полосчатая, лен- точно-полосчатая Малонв-товая На обводненных учпотках замсще.л гидрослюдами К гидроокис-. лами железа, марганца

Субвязкий (вязкий оубкливаж-ный) разлом Субклираяи-рование ■1 у I) ДО 50 Чуть заметны следи грубого разлинзо-вашш, бу-, дйнаяс Груболинзо-вйдная 1) 8-12 см 2) 0,7-1,5 см • .. ... Брекчевид-ная, гру-бояянзо -видная, В основной сохраняется первичная 00 сле дама ката«' клаотичесч кой -к.--,;; Нет

н I) ДО 80' 21 ко 30 Грубое разлинзование а будиная ' (но СЛОИ.в основном оохраняют свою ца-лоотнооть) 1) 3-7 ом 2) 0,3-0,7 см

УП ; 19, 2)-/ДО. 20 Разлинзование и буди-наж, выра -женные в , 'удалений Линзоекд-нал 1) 1,5-2,9см 2) 0,1-0,3 ом Брекчие-видная, груболяк-зовидная . Катаклаа-тичеокая, реликтовая пер-< вичная Тончайшие 1 ■ микропленки хлорита и •,■ серицита nq йлосяссгям

Продоляенпе таблицы I

3 4' 5 |

линз и будин

на расстоя -

ние до пер -

вих десятков

ом друг от

друга-

УШ I) до 80 .Интенсивное

2) ДО 10 разлинзова-

ние и будн-

наж, созда-

ющее струк-

туру грубо-

го мгланжа

(затирание

в интенсив-

но раскли -

ваяярован- -

ной массе

осадочных и

изверженных

пород линз,

блоков не -

компетентных

в отношении

кливажиро--

вания из

вестковых,

кремнистых

• и др. пород

к I) до 85 Меланжиро-

2) до 5 вание •

•х I) до 90 Очень

2) до 0 сильное

меланжиро-

вание

10

оубкливаяа■

I)

0,7-1,4' см 0,1 см

Линзовяд-но-полоо-Чатая

Пластинчатая

1) 0.1-0,6 см

2) 0|1 см

1) 0,1

2) 0,1

см см

Полосчатая суб-слаице -ватая

Катанлаа-тпчеоиая, реликтовая, первичная

Микропленки хлорита в серицита в швах микроразрывов ав

Микрона- • такласти-ческап, реликтовая пер- • вичная

Милонито-вая с чертами мл к -ролепидо-граноблао-товой

¡0

ИиФоовые данные- вверху (1)-по грубообломочным осадочным и вулканогенным породам я средне-, циадииыо дшгшо. 00 р * интрузивным, метаморфическим и т.п. породам;

внизу (2)-по тонкообломочным осадочным и вулканогенным породам.

крупнозернистым

О

7

6

микрокатаклаза пород в гектонофация IX и смена последнего ми-лонитизацией в тектонофацин X.

Тектонофациальная структура субвязких разломов близка к хрупко-вязким. Однако, в отличие от последних, она во всех средах характеризуется диапазоном У-Х. Причем гектонофация X маркирует номинальное место шва, а текгонофация У - краевые части этой структуры по обе стороны от шва. В неслоистнх оре -дах такие разломы имеют сравнительно простое-строение (зональный по интенсивности субкливаж практически в чистом виде), тогда как в.слоистых средах, наряду с субкливажом, широко развиты структуры дезинтеграции слоев.

Тем не менее ив слоистых средах морфологая таких разломов варьирует в зависимости от их состава п степени проявленности в них слоевой анизотропии. Например, во флишоидных толщах та -кие разломы отличаются "угнетенным" (поглощенным тонкой слоистостью) субкливажом, главным образом проявленном в алевролитах (в песчаниках появляется только в тектонофациях,начиная о УШ), но- зато сопровождается широким развитием в них разлмнзованпя и буданажа слоев некомпетентных в отношении субкливажпрования пород (песчаников, гравелитов) и пачек слоев, б составе кото -рых преобладают грубозернистые породы.

В данной работе внутреннее тектонофациальное строение (и отвечающие ему морфологические особенности) рассмотренных дислокационных образований нижней эпизоны иллюстрируются слепи -альныыи структурными зарисовками, детальными тентонофациалыш-ми картами или разрезами, отдельными фотопанорамами крупных обнажений. Мезо- и микроструктурнае признака тектоиофаций в атласной форме охарактеризованы сериями (охватывают непрерывные ряды деформационных преобразований) фотографий обнажений на нескольких уровнях.детальности, микрофотографий шлифов под микроскопом разных по составу пород (учтено влияние на формы реализации деформаций литологического фактора), и микрофото -графий тонкообломочных осадочных пород в пучке отраженных электронов (сканирующий электронный микроскоп).

Следует отметить, что электронная микроскопия показала, что избирательно интенсивное (кливажеподобное) развитие тре -щиноватости в алевролитах в значительной мере обусловлено очень большой их пористостью (объем пор - в сущности

маароучаатнов о нулевой вязкоотью - достигает 15 % объема породы).

Всего в данном разделе работы приведено 77 иллюстраций.

3. ТЕНШОфАЦИИ ДИСЛОКАЦИОННЫХ СТРУКТУР МЕЗОЗОШ. Обь -актом ттонофациального изучения явились вязкие разломы двух морфологических типов: иливажнце и габрдные - клаважно-нрис-таллиэацыонно-сланцеватые. Первый тип характерен для верхней мезозоны (РТ-условия цзолиговой фации и добиотитовых суб{*и*й зеленояланцэаой фация), а второй - для нижней £ рт-условдя бир' гаголой субфации зеленоелаицеаой фации). При этом и тот в другой представляет собой линейные зоны иливадного ила комбшшро-ванного кливакно-красталлизационно-сланцеватого течения горных пород в сопровождении дезинтеграции слоев в смятия ах в складки. Причем в идеальном случае (ори одноактном смещении) такому разлому в слоистой среде отвечает флексура, а в реаль ■ ных ситуациях, производных дифференцированных смещений, - па • кэти с: :адон ламинарного течения о кливатом (или сланцеватос ■ тыо) осевой плоскости, структуры пересечения кливажом слоисто* in, раздаизованая, будинака, тектонического меланжа, вторично! монокляналазации окладон и др. В этом случае кливаж как явление неизменно сопровождается изменением текстуры, структуру и минерального состава породы. '"■'„■■■Микромеханизмы дислокаций п а е л е н о о л а и ц е в и й метаморфизм. В РТ-обстановна мезозоны кливажнце и комбинированные, нлаващю -кристаллизационные дислокации осуществляются» сопрововденаа ели при участии цоодитоаого ила зеленоеданцевого штаморфаз«а пород с помощью целого ряда ыивромеханивиов, в числе которых ведущую роль играют следующие: I) вязкий катавлаз; 2) своеобразная оверхплаоязчеокел реформация относительно маловязних включений (типа вальцатоеах а хлораторах шщадин, карбонатных конкреций и т.п.; 3) поллшизацая зерен (распад на свободные, от напряжение субзврна) породообразущах минералов (главным образом кварца); 4) пластическое форшкзмененв? верен породообразующих минералов в связи й трансляционным аколь-*ещ»ем, двойнякование» и т.а. в криоталличесвой решетке.

Под вязким катаклазо^ понимается (Паталаха, Лукиемко,

. - 18 - Л- . . '

1986) компенсированное-синнинематической (сивдеформрционггой) рекристаллизацией плаотическоа сдвиговое и раздвиговое микросмещение частей породы по макроразрывам ав (микросдвиги) и В5 (минрораздвиги). Микроразрывы ££ при этом имеют четко внракенный шов, выполненный слоистыми силикатами и окислами. Такие швы образуют в породе линзовидно-ячеистую сеть, деля породу на линзовидные микролитоны. При относительно небольшой деформации (тектонофации У-УП) эти разрывы извилисты и макси -мально используют первичную структурную неоднородность породы (в песчаниках, например, облекают частички псаммитовой размерности). В высших (УШ-Х) тзктонофациях они линейны и субпарал -лельны мевду собой. ■.•■'•.,

Микроразрывы ш располагаются субнормально к минроразры-вам аа и нередко с ними связаны взаимопереходами. Однако они не имеют такого столь четко выраженного шва, как у микросдви -гов. Более того, чаото очертания их швов расплывчатые, плама -необразные. Причем в их строении, наряду со слоистыми, участ -вуют минеральные фазы о более объемной кристаллической решет -кой (альбит, кварц, карбонаты, актинолит и др.). Как правило эти фазы образуют волокнистые, микрослоистые и т.п. сегрега -ции, волокна, чешуйки, макрослойки которых, независимо от конфигурации стенок вша, имеют ориентировку а§. При сравни -тельно небольших деформациях (тектонофации У-УП) микроразрывы до преимущественно концентрируются в торцах зерен в цементе или осевой массе) и соответствующие им швы-морфологически напоминает шлейфы, конусы, т.е. все то, что называется "тенями ' давления". При очень больших деформациях (тектонофации У21-Х) такие швы захватывают и крупные зерна, деля их на более мел -кие частички. В этом случае они нередко совместно с «ркросд -вигами создают в порода структуру мипробудинажа.

Протяженность и мощность швов микроразрывов обоих типов находится в прямой зависимости от амплитуды микросмещений. Так, в тектонофации У обычно такая амплитуда з грубозернис -тых породах составляет лишь тысячные дола мм и соответственно протяженность их не более первых сотых долей мм, а. мощность также не более тысячных долей мм, В последующих тектонофаца -ях, синхронно с увеличением этих амплитуд, увеличивается мощность и протяженность швов (например, в тектонофации УП они достигают десятых долей мм, а в тектонофации X - они в

большинстве пород сливаются в единое целое, вследствие чего породы приобретают новое петрографическое качество).

Кливажная форма течения горных пород в основном обуслов -лена реализацией преимущественно первых трех механизмов и в их числе в наибольшей мере вязким вагаклазом, тогда как кли -важно-нристаллизацаоино-сланцеватая форма такого течения вызываются .проявлением сразу всех четырех микромеханизмов при наиболее существенной роли третьего и четвертого. Что же касааг -ся роли и моста в этих процессах метаморфизма отмеченных фа -ций и субфаций, го она разная для РТ-обсгановок верхней и нижней мезозоны. В частности, метаморфизм добиотитовых субфаций зеленосланцевой фации является составной частью кливажного дислокационного процесса, инициируясь деформацией (наряду с РТ) и сам участвуя в обеспечении пластических ф-оры этой деформации (стресс-метаморфизм' в современном понимании), тогда как метаморфизм биотитовых оубфаций зеленосланцевой фации пред -ставляет собой явление более независимое от деформации, но всеке также принимающее частичное участие в обеспечении пластических форм деформации.

Метаморфизм добиотитовых субфаций заслуживает особого внимания. Он осуществляется в два стадии: первая - сшнике-матическая (сиедефорыационная) как составная часть вязкого на-таклаза.и вторая - посткинемагическая, проявляющаяся непо -средственно после завершения деформации породы в целом или на отдельных ее микроучастках, где она завершилась раньше.

Сишшнематаческая рекристаллизация напоминает эффект локализации пластической деформации в металлах (по Дж.Райсу, 1976). Об этом свидетельствует весь приведенный в работе ма -териал по мезо- и микроскопии зеленосланцево. измененных по -род .(и в т.ч. данные табл. 3 и серии аналогичных таблиц, ко -торые приведены только в диссертационной работе). В их числе можно отметить следующие факты: I) такая рекристаллизация в ' породе'проявлена неравномерно и только, как отмечено выше, в швах шкроразрывов сдвига и раздвига, т.е. в.микродеформаци ~ онных обстановках, где концентрируются сдвигающие и растяги вающие напряжения; 2) распределение минеральных новообразо -. ваний в минродеформационных обстановках носит избирательный характер по симметрии кристаллической решетки этих ''

- го -.

образований: в швах мииросдвигов развиты исключительно ело -истые фазы, а в швах микрораздвигоа, наряду со слоистыми, присутствуют и фазы с более объемной кристаллической решеткой; 3) вое удлиненные и уплощенные чешуйки и зерна, срастания (микрослойки) зерен сшшшематических минералов в швах микро-разрывоэ обоих типов предпочтительно ориентированы параллельно оси а или плоскости ав; 4) размеры зерен и чешуек нахо -дятел в прямой зависимости от степени деформированности породы и микроамплитуды смещения по микроразрывам и возрастают в каждой последующей тектонофации; 5) продуктивность рекристаллизации также зависит от степени деформированноети породы в целом и увеличивается в калздой последующей тектонофации сия -хронно с увеличением иияроамплигуд смещения по микроразрывам; 6) на продуктивность рекристаллизации оказывает влияние эффективность сопряженных с нею микромеханизмов дислокаций и она тем нижа, чем выше эффективность последних (например, резко снижает рекристаллизацию рассматриваемого типа сверхпластическая деформация миндалин).

Решение проблемы инициирования подобного метаморфизма в общем геохимическом (и даже физическом)плане имеет далеко идущее значение, В физике и химии она получила лаконичное и вы -разительное название "эффект гидростатического давления плюс сдвиг" (Н.С.Вниеолопян, А.В.Верещагин). Речь идет о выдающемся значении'сдвигающих (анизотропных, девиаторных) напряжениях на фоне гидростатического давления. В частности, в настоящее время экспериментально уже'доказано, что, например, при полимеризации органических мономеров, и железо-графитовых соединений в подобного рода системах (высокое давление + сдвиг) вещества переходят в состояние высоко химически активных, в результате чего скорость химических реакций повышается на много порядков (Соловьев,-Корин и др., 1078; Норин и др., 1981), причем подобное состояние, как полагают авторы экспе -римонтов, достигается,за счет дробления вещества до частиц в несколько ангстрем и резким (до шести порядков) возрастанием электропроводности и другими явлениями.

Минеральные фазы второй, постяянематической стадии представлены отдельными шиомиаералш/ш, нередко даже имеющими кристаллографические очертания, зернами, а также гнездовиднц^-ми их скоплениями и халат альпийского типа, корродирующими

ила пересекающими швы вязких микроразрывов. К числу таких фаз принадлежат минералы со сравнительно высокой поверхностной энергией (цоизвт, эпидот, титанагы, пирит, магнетит, до ломит и др.). Состав же жил альпийского типа всегда в вещественном отношении согласуется с составом пород. Наноторые из таких жил несут золото и рудную минерализацию. Продуктивность минералогенезиса этой стадии, хотя непосредственно не связанной с деформацией, косвенно коррелируется со степенью дефор -мированности пород, что выражено возрастанием количества зе -рен, гнезд, жил и мощности жил в кавдой, начиная с пятой так-тонофации. Нередко в тектонофации X жил альпийского типа на -столько.много, что они сливаются в штокверки мощностью до десятков метров. Что,же касается природы минеральных образова -ний этой стади'«, то, вероятнее всего, они являются производ -ными сепарации вещества и отторжения из мяяродеформационных обстановок таких "ненуйных" для них компонентов, как, напри -мер, "тяжелые металлы, а также избыточный кремнезем, щелочи и др. . ,

ИетамоаЬиэм биотитовой субшацаит в отличие от добиотитовых субфаций, менее зависит от деформация. Полученные данные : по дислокационным структурам нишей мезозоны свидетельствуют, что он одновременно инициируется и региональными РТ-факторами и деформацией (микродеформацией сдвига и раздвига). При ана -лизе микроструктурных особенностей метаморфизованных осадоч -ных пород и гранитов отчетливо различаются две группы мине — ральных фаз: первая - равномерно распределенные в породе биотит, альбит, кварц, зпидот и в отдельных случаях роговая об -манка, гранат и другие, характерные для этой субфации минералы, вторая - локализованные в швах микроразрывов мусковит (чаото в срастании с биотитом), хлорат, графит-и др. Причем минералы первой,группы развиты и в недеформированных породах {тектонофация 1-й), тогда как второй проявляются только в деформационно преобразованных породах (тектонофация Ш и выше).

При атом обращает на себя- внимание тот факт, что продуктивность минералообразования второй и отчасти первой групп коррелируется со степенью деформированности пород и возрастает в наядой последующей тектонофации. ., '

,:■ Тек тонофацви вязки х кливаж-н ы х , р а злом о в. Тектонофации вязких иливажных

разломов изучались с учетом влияния на морфологию таких {^аз-ломов литологии и первичной структура геологических,сред. В связи с этим отдельно рассмотрены тектонофации: в тонкослоистой среде на примере курайлинскоН свиты (венд) и Большом.. Царатау (Аксумбшсное .обнажение); в песчаниках.и алевролитах" на примере сравнительно грубослоистнх кремнисто-терригенных отложений джамбулсиой свиты (верхний/кембрий - нижний ордовик) на участке Жингильды в Чу-Илийсних гораХ и щербактинской свиты . (средний ордовик) на участке Колгуты в горах Кендыктас; в крайне грубослоистых средах на примере кристаллокластических туфов андезитов ргайтинской,свиты (средний-верхний ордовик) . на участке Колгуты, мивдалекаменных андезято-базальтов амгин -ского яруса кембрийской системы на участке Чингизском в одно -именном хребте, туфов кварцевых порфиров сарыобинской святы (средний девон) на:участке Шакоман в верховье речки Атасу, а также в йеслоистой среде на примере биоти-товых гранитов уэун-жальоиого (поэднерифейского) комплекса на участке Жамантас на Атасу-Ыойнтиноком водорозделе. Все перечисленные участки представляют собой фрагменты крупных шовных зон в рифтоьых комп -лексах (участии Жингильды и Чингизский),,островодужных комп -лзксах (участки Колгуты, Аксумбе; Жамантас), активный конти -нентальной,окраины (участок Шакоман). .

Описание тектонофаций и иллюстрирование их признанов построено', по тем же принципам» что и в.предыдущем разделе: по кавдому участку приведены детальная, отвечающая/масштабам ■ 1:25000 - 1:50000,;геологическая и" тектонофациальная карта, -' специальные: детальные геолого-структурные зарисовки и в от дельных.случаях фотопанорамн обнажений (участок Аксумбе), се- . рви фотографий обнажений», иллюстрирующие структурные элементы на уровне, пачек слоев,-отдельных слоев, и мезогекстуру'поро -ды* д,'шкрофог0грас[>иЙ шлифов под оптическим микроскопом, а.по алевролитам, в лучка, отраженных электронов, демонстрирующие, ; микроструктуру породы'. Прй этом данные ho Моумбинскому обна- , жегаш иллюстрируют мезострукТурине признаки' тентонофаций У1-УШ tío степени сжатости малых ¿кледои' ламинарного течения и тектонофацяй IX-X по' структурам дезинтеграции, линеаризации этих складок, В свою очередь по участку Жингильды специально оттенена специфика литологич ее ной избирательности кливажа в разных по гранулометрическому составу осадочных породах и

И эволюция габитуса, размеров минролитонов в песчаниках в латеральном ряду тектонофацяй 1У-Х и, главное, на примере долимиктовых разностей этих пород показаны особенности микротектонических (и динамометаморфических в целом) преобразова -рй» Материалы по алевролитам дают'Представление о микродис -локационном процессе в тонкообломочных осадочных породах поданным электронной микроскопии. В частности, эти данные свидетельствуют, что микрогентоника в них гораздо миниатюрнее, чем' в песчаниках, и размерность микротеитонических элементов соизмерима' с . размерами зерен. Кроме того, на примере этой породы установлено, что минеральные ее преобразования практически завершаются в тентоюфациях У-У1 и дальнейшее совершенствование ее структуры в тектонофациях УП-Х происходит только за счет распада, утонения и>растяжения зерен первичного (в данном случае терригенного) кварца. Что же касается тектонофациальной информации'по вулканогенным породам и грани там,-то она акцентирована на признаках.твдтонофаций по текстурным и микроструктурным изменениям.

В работе по этому разделу приведено 110 иллюстраций»:

Вся гамма мезо-и микроструктурных признаков тектонофа ций вязках.вливааных разломов показана в табл. 2 и 3.

П е т р. о ф и . з и ч е с к и . е приз н а и и т е к-тонофаци й. Изучались плотность, магнитная восприимчи- ■ вооть цолимиктовых песчаников и туфов кварцевых порфиров, общая эффективная пористость и анизотропия упругих свойств^' полимиктовых песчаников, кристаллокластичесних туфов, минда -ланаменных андезито-базальтов и туфов кварцевых порфиров и анизотропия электросопротивления* * (совместно с Р.И.Кимом)

Исследования проводились в лабораторных условиях в'образцах ■ кубической формы с помощью технологического ультразвукового дефектоскопа ДУК-60. При атом измерялась скорость распространения продольных волн по- осям а, а и с. Коэффициент упругой анизотропии вычислялся по формулам ~ , .,

хх) . V» . . .

■'Изучение электросопротивления раскливажированных пород осуществлялось,в полевых а, лабораторных условиях с помощью специальной установки, разработанной от.преподавателем Казахского Политехнического института Р.И.Кимом. Величина анизотропии.электросопротивления характеризуется коэффициентом К, «оторый принят как отношение электросопротивления, измеренного поперек кливажа (по оси о) и вдоль .кливажа • ■ (по оси а),. . , ■' ■ :-..' •

Таблица 2» Важнейшие мезоструитурные признаки тектонофаций вязких нливажных разломов (У-Х) и околоразломных участков (1-1У) верхней мезозоны

Габитус ¡Толщина }Мор4ологичес-|Дезянте-}2илы мйнролито-;шкрсли -¡кии тип скла-|грация нов ¡тонов, см¡док я степень¡слоев

гих сжатости | ¡(угол между ; Iкрыльями в > градусах) (

----г — -— т------г-----~ г —

Балл'|Угол ¡Угол меж-¡Породы, в которых тзк-^наялона'ду плос- ¡проявлен клизаж то- ¡слоев, ¡костями ¡(литологическая-но- ¡градуоы(КЛиаажа «¡избиоательяость фа- | ¡слоис—„ч ¡нлазажа)

• ■ гости1 ' '■ ■ •

ции

¡ского

¡типа |

\

5

!Не за-4метна.

до 10

.17

до 20

до 30

до 40

0-5

6-10

11-20

30-40

Тонкообломочные

осадочные

пошды

Тоннообломочные

осадочные

породы

Алевродесчаники

Груболян-зовидный

Линзовид-ный-

Линзовид-

но-плас-

тинчатый

Грубо-лин-зовидный.

3,0-5,0

1,6-2,9

0,9-1,5

0,4-0,8

Не фиксируется

Пологие.отлогие (до 120?

Крайне редки

Открытые (до 100)

!Появля- | Еди -

ются !ничные,

шейка 1 мощ-

будин; ¡ностью

заметно |до пер-

смеще- | вых см

ние ' '

частей :

м

5-10

Тонкообломочные осадочные породы

Листоватый

0,1-0,3

до 50

30-40

Грубообломочные осадочные и средне-грубозернистые изверженные породы

Крайне

груболин-

зовидный

8,0-15,0

Открытые (до 80)

о

П

Продолжена >5 таблицы 2

■■ 4 ■ ' ^ " ■ ■ 1 "5 слоев по диагональным мезо-разрывам с амплитудой до первых, см . - _ _9_ _

У1 до .60 до 30 Тонкообломочные осадочные и вулканогенные породы Тониолис-товатый ( сланце- . ватыйУ ОД Открытые, слабо сжатые (до 60)' Смещение . частей по Диагональным меэо-разрнвам С ЙЬШЛИ - тудой до первых десятков см Единичные,мощностью до пер вых сы

Большинство (за исключением доломитов и кремнистых) средне-, в грубообломоч-ных пород и-среднв-крепно-зершастые изверженные поводы ... Груболин- 3ОБИДНЫЙ 3 Д-7,0

Ш до 70 до 20 ',, Средне- и круано-з ернис тйе-осадочные и изверженные породы .. ■ • .. Линзовлд-ный 1,6-3,0 Сжатые ' (До 40) Будикаа и вазлинзо-■вание-, эа исключе нием тех, чья.мощ -ность более пер --вых мет -ров, ПОИ ; Единичные,мощностью до первых десятков сантиметров

Продолжение таблицы 2

*___.... удалении линз,Судан друг от друга до первых ' метров

■"■■; УП1 до 80 ДО 10 . Средне-я крупнозернистые оса -дочные а изверженные' породы Ланзовид- -ный 0,8-1,5 Сильно . сжатые < (до 20) Очень сильный будиная и пазлинзо-вание; уда- Мнояест-во.мощ-. ностьи ДО де -

Кремнистые породы я доломиты Груболин-зовадный 8,0-15,0 ленность будин а линз друг от друга достигает десятков метров сятков сакий -метров

И до 85 о Большинство осадочных и язвер -женных пород Тонколин-3обидно - пластинчатый (суб -сланцааа -.тый) 0,3-0,7 Фрагменты (клинья, линзы) Линза,буди-ны настолько разобщены, что толща приобретает Множество и в том числе мощностью до первых метров;

* Кремнистые породы и доломиты Груйолин-зовадный сильно сжатых складок структуру меланжа (линзы кремнистых пород, до-. ломятов затерты в массе птигыати- товые складки

го сп

Продолжение таблицы 2

I 2 ! 3 4 5 6 , ______ Г-у-" расклива-жирован -ных по -род Э

X до 90 0 Большинство осадочных и извзр -женных пород Тонкопластинчатый сланцеватый <0,3 Вторичная моноклиналь Соответ -ствует тектони- -ческому. меланну 'линзы кремнистых по -род и : доломитов затерты в расслан-цованной массе , Множество, встречается ах што-квеоки; сильно . сжатые пигма -титовые складки

Кремнистые порода а доломиты Линзовид-ннй 3,0-5,0

*)для случая вертикальнопадающего разлома.

Балл тек-тоно-фации 1У - гК-во продуктов динамо--метамор^ физма, % 0 (Фации и суб -¡фации мета -! морфазма ! •■■ 1 - -■ Цеолитовая, (гидрослю- • да, ломонит) Частные мине синематяческ макроразрыво ------- ав Нет ральные асс; ие в швах в I ВС Нет эциации ¡посткине-;матически< Яет Текстура г Массивная Структура Псаммитовая 1 го

У 1-5 . Хлорат-се-рицитовая ХЛ+Сер Сер Эп+Руд Массивная, крайне гру-болинзовид-

У1 6-Ю Хл+Сер*Гем Хл+Сер ная ГрубоЬш-зовидная

УП 11-20 Хлорат-сери-цит-альбито-вая • Хл+Сер+Тем; Ст+Хл-Лр АбчСер; Аб-Юер+Хл Эп+Руд+ +Ка+Дол Динзовйд-ная Псаммитовая 1 с участками микрограно-лепидоблас-товой

УШ 21-40 Хлорит-сери-цит-муско-ввт-альбато-вая Хл+Сер+Иу. Аб+Сео^лу+ +Хл+Кв Линзовадно-полосчатая

IX 41-70 ХлчМу+Сер < Линзовидно-полосчатая , сланцеватая Микролепидогоа-нобластовая,реликтовая псам -митовая

X 71-100 Хлорит-муско вит-альбит- кварцевая " Хл+Му АснМу+Хл+ Кв Сланцеватая Кикролепидорр4-нобластовая

песчаников, туфов, андезитов и кварцевых порфиров. Данные этих исследований обобщены в табл. 4 и 5 (в автореферате при -ведены лишь их фрагменты), и из них вытекает, что магнитная восприимчивость, плотность и пористость существенно не изменяются при кливажных деформациях (дпнамометаморфизмв), в то врё-мя иав значения анизотропии упругих свойств в электросопротивления самым непосредственным образом корреляруютоя с ростом мвкроотрунтурной преобразованноети пород (в наадой, начиная о У, последующей тектонофациа возрастает скорость продольных, волн по оси £ *и в еще большей мере по оси а при синхронном уменьшении этой скорости по оси с и уменьшении электросопро тивления).. -

Таблица 4. Признаки тентонофаций по анизотропии упругих свойств в полимиктовых песчаниках джамбулской свиты

вс

й об-1к-во }Балл 1 Скорость продольных ; !

разца|образ-)тей -.} волн, км/ч | К„„ ! К {цов }тоно-¡— - - ---- - ----- ас

_ _ _ _ А _ 1 _ _в_ _ Х _ _!„ _ -

3493~ ~г0~ У 5,93~ ~5Т58 ~ "бТзб ~ ~0~107~ 0,041

3496 20 УП 5,91 5,61 5,21 0,134 0,077

3495 22 УШ 6,04 5,61 5,26 0,148 0,067

3489 22 IX 6,11 5,65 . 4,91 0,244 0,130

3490 Ю X 6,45 5,84 3.77 0,711 0,549

Таблица 5. Признаки тзктонофаций;по значению коэффициента анизотропии электросопротивления в полимиктовых-пвсчаниках джамбулской свиты

№ об-{число из-{Среднее зна-Ткоэф - "[Балл тектонофации

разца меренвй ' 1ченав воэф --{фициент| — <—---1— - -

дациента ^вариа-)¡по геологичес-¡по данным } [анизотропии |ции *|ским признакам|раочетов

8*65 25 ' 1,14 . 17,1 У ... У

8266 25 , 1,89 15,8 У1 У1

8267 25 2,35 24,2 УП УШ 8^63 - 25 2,78 17,6 . IX IX,

а.а вязки клиаакно-йр Що ? а л л и за ц и о нао - с л а н ц е в а т ы х

Твктонофации вязках кливажно-кристаллизадион-но-олшодеватух разломов изучались в слоистых (осадочные породи) и нвсдсщстнх (гранатоидн) орвдах. При этом в слоистой среде она охарактеризованы на примере тонкослоистых нарбонатно-гла -няато-кремнистых (с углеродистым вещеотвом) отложений такыр-свой сваты (фаменскяй ярус) на северо-западном фланге Иртыш -0848 зоны смятия. Причем описано конкретное обнажение в борту р.Иртыш на окраине пос. Барашки, охватывающее фрагмент крупного кливажно-кристаллизацаонно-сланцаватого разлома, представ -ленного серией яысонодорядновцх вязких мезоразрывов разной зрелоета (проявлены в диапазоне гентонофаций от Ш-У до Ш-Х), 0 работе приведены тектонофациальная и кинематическая схемы этого'фрагмента рвэдома и серия фотографий обнажений, характера -9ущая теятонофацаи по изменения габитуса макролитонов в структур, 'пересечения слоистости нливалом-сланцеватостир в теятоно -фациях Ш-УД , 'микрофотографии шлифов, иллюстрирующие особенное » щдакроатрунтурных а минеральных преобразований алевролитов в уоловиях биотитовой субфациа зелвкооланцевой фации матаморфиэ .. «а а тех хе гектонофацаях.

Тектонофациа в неслоистой среде описаны на примере бдоти г тоеых гранитов узунжальокого1комплекса (того же, на примере которого рассмотрены тектонофации вязких кливажных разломов) на участках Жамантас и Киик (расположен вблизи ст.Кивк на пе -регоне яевду ст> Мовнты и Агаднрь). Вязкие кливажно-нристалли-' зацаонно-сланцеватые разломы в этих породах представлены полосами кливажироэания-разгнейсования пород шириной до 2-3 км,| проявленных в диапазоне теитонофаций Щ-Х. Чаще всего такие { разломы концентрируются в краевой части маооивов, ', , \

Специфика дислокационного преобразования гранитов заклю » чаето^ в синхронном плаотическом формоизменении зерен породо >• образующих минералов и вязкого катаклаза (развития системы' ' 'вязких ыакроразрывов м в сопровождении генерации оредндче « ¡щуйчатого мусковита, альбита). Поэтому в этих породах даже а ^ектонофациях IX и X сохраняется значительная часть (около §0 %) породообразующих минералов а в т.ч., биотита, вследстиа чего породы приобре?ают ложный облик двуолвдяного гнейса, ' В работе даны описание и приведен иллюстративный

материал, характеризующий мезоструктурные признаки тектошфа-ций (серия фотографий полированных штуфов) и шкроструктурные признаки (серия микрофотографий при параллельных и скрещенных николях) тех же тектонофаций. Результаты этих описаний обоб -щены в табл. 6 и 7.

4. ТЕКТОНОФАЦИИ ДИСЛОКАЦИОННЫХ СТШГУР КАТАЗОШ, В ра -боте рассмотрены тектонофации только палеозойских дислокационных структур катазоны и в их числе вязких кристаллизационно -сланцеватых разломов и вязких протрузий гранитоидов.

Тектонофации катазоны, в сравнении с аналогичными фация -ми мезозоны, отображают високонластичные формы течения горных пород, реализующихся через посредство кристаллизационного рассланцевония (уплощения; удлинения и предпочтительного ориен -тирования чешуек, зерен и агрегатов зерен породообразующих минералов). Подобные деформации обусловлены несколькими, независящими друг от друга, ыикромеханязмами, в числе которых, как известно, решающую роль играют трансляционное скольжение и двойникование в кристаллической решетке, миграция границ зе -рен, обеспечиваемые диффузионной транспортировкой дислокационного крипа (поднятием дислокаций), и полагонизация зерен.

Реализация кристаллизационно-сланцвватых форм течения сопровождается пластическим формоизменением (смятием в складки, разлинзованлем, будинакем) всех геологических тел (слоев, миг-матитовых полос и пятен, шлиров, ксенолитов, жил и т.н.). Кроме того, в палеозойских структурам Казахстана катазональные дислокации почти повсеместно сопровождаются мигматязацией, формированием аильных тел гранит-аплитов, аплитов, пегматитов, а также'нередко порфяробластезом. Подобные наложения уничто -яают (цементируют) кристаллизационную сланцеватость матрякса, возникшую на первом этапе .дислокаций, но, как правило, и их. продукты так же подвергаются дислокационному преобразованию • И нередко в РТ-режиме катазоны и чаото в том же структурном плане, который несет матрико. Поэтому катазоналыше дислока -ценные образования чаще всего представляют собой суммированные отруктуры, в составе которых относительно самые высоко балльные тектонофации проявлены в матриксе, а.самые низнобал-льные - в мигматитах и яшльных образованиях. Причем характерными формами преобразования мигматитов и жильных тел

лш1и11И и. «соии^д^^пдо лрианшш теитонодрации вязких кливажно-красталлазационно-сланцеватнх разломов (Ш-Х) и околоразломных участков (1-П) нияней мегозояы

Балл [угол мезду ген- !шшсностяш тоно-¡кливажа и фации¡слоями в ¡нрутопада-1вщих дис -1Локацион -!ных струк-. 1турах 1 Габитус , ¡Толщина ышкроли- ¡микроди-тонов г тонов в -,грубо-!зернистых по -;родах, ¡см } 1 Морфологический тип складок и степень сжатости складок (угол между крыльями в градусах) Структуры пересечения к ли -вазон слояс -тоста Дезинтеграция некомпетентных в отношении кли-важировакия и раосланцевания горизонтов, слоев пород Жили альпийского типа и их деформация

г _ 4 _ 5 г -6 7 8

I 81-90 Плитчато- ^7,0-15,0 Не фикси- Очень грубая гребенчатость Не проявлена Крайне

П 71-80 • линзовид-ный 4,0-6,9 руются редки (

Ш 61-70 Груболин- 3ОБИДНЫЙ 2,5-3,9 Отлогий (ло 100) Волнистая (длагная) Развиты шейки й

и ' 51-60 1

1,5-2,4 Открытый (до 100)- гребенчатость

У 41-50 Лянзовид-ный 0,9-1,4 ОгкрытыЙ (до 80) Муллион-структури Линзы,будины удалены друг от друга на расстояние до первых см Единичные, мощностью до первых дзсятнов см; птиг.ма-

31-40 Тонколин-. зовидный 0,3-0,8 Открытый (до 60) Линзы,будины удалены друг от друга на ■ титовые складки

Продолжение габямщ 6

-1-. л 1 - -5« - . _ _6___ - - - . 8

расстояние до первых дасятяов сантиметров

Л1 21-30 Лянзовид-но-полос-чатый 0,1-0,3 Сжатый (до 40) Стреловидные мулла-он-струн -ТРа. Слабое (на расстояние до первых метров) рассредоточение оудин, ЛИНЗ ■:

УШ 11-20 Сильно охатый (до 20).: оо следами дезинтеграция крыльев Вторичная линзовид- ность слойвов кремнистых, карбона? - ных пород Сильное (на расстояние до десятков метров) рассредоточение лакз, будан Множество мощностью , до десятков метров; структуры дезинтеграции птигма-

IX 6-10 Сланцеватый 0.1 Изоклинальный , с рас -члененными крыльями Вторичная линзовид -ность, полосчатость кремнистых в карбонат- Структуры типа меланжа (буди-ны, линзы рассредоточены настолько, что восприни- татовых складов

X 1-5 Вторично- мононлв- нальный ных пород маются ван экзотические)

Таблица 7. Текстурно-структурные л мзиералогаческие признака тектонофаций . .. клЕважко-йраотаяйазасашшо-сланцазатых разлошз (0-Х) и ояодоразлошах уздотков (1-И) шшшй мез^зоаы

-Балл тек-то -но — фа —-.аде-' .1 [колячесгво .шиеральных .вешообааза -ванай (в %■ от общего ойьема по — рады) да. 30 [Метаиорфзадо-¡вве адсйциа-1ций каиера- Бй+Эп Дсфошацзя зерен, агрегатов зерен породы, кое-ншштов, -шаров. и • й) 1,0 Текстура породы Йагаваиая, крайне груболакзовидная Структура породы Сохраняется первичная

п 1,0-1.1

ш. до 50 Ба+Эп4йу+Хд) 1,11-1,25 Груйодшнзовадпая В основном сохраняется первичная слине&шаия шкроучастиама швро -гранойааиговой в мин -ролепвдобластовой

1.26-1,50

У до ео Ея+Зн+(Му+Ха+ +Авт) 1,6-2,0 Лаязовкдко~пояос-читая (с чартша гнейсоватой в грааагоадах) Реликтовая первичная (преобладая? шкроучест-ка с ьшрогранобластовой в иайролепвдоблгцтовой)

п 2,1-2,7

■ та ; до 70 2

' УШ до 100 : &нГрьЭп+(Му+ +ХЛ+акт+1ф) 3,6-5,0 Сланцеватая (гнейсовятолодоб-аая в гранитоадах) Мйнрогракслепидобласто-вал, какролепидобласто-вая в т.п.

•. я 5 «1-7,0

: х >7,0

х>Ийнерал5ше фазы,-заключенные ь сводках' - вроазводные раариоталлизации породы а.давах ляззах ьшкроразравов ав. . .

являются структуры уплощения и растягивания,.разлинзования, будинажа, а также смятия некоторых из них (тех, которые пересекают кристаллизационную сланцеватость под углом) в птигма -татовые складки. При очень больших деформациях, отвечающих тек-тонофациям 1Х-Х, все вторичные, возникающие при распаде, тек -тонические тела, преобразуются в тонкие ленты, а толща в кои -турах вязного разлома приобретает характерную для зон сдвиго -вого течения вторичную полосчатую, линзовидно-полосчатую и т.п. Уега- и мезоструктуру, нередко ошибочно воспринимаемую как "теневую", первичнослоистуя.

Тектонофации вязких кристал-лизационно-сланцеватых разломов. Вязкие кристаллизационно-сланцеватые разломы представляют собой линейные зоны-кристаллизационного рассланцевания метамор -физованных осадочных и вулканогенных пород, а также гранитоа -дов, сопроволщаемого в слоистых толщах формированяем складок Ламинарного течения, птигматизацией, раэлиизовакивм, будинакем й др. явлениями. Разломы этого типа маркируются тентонофация -ми Ш-Х. Однако в таком диапазоне тектонофаций они встречаются только в неолоисгых оралах и преимущественно в гранитоидах, тогдк как в слоистых средах они обычно образуют пакеты, пэре -кривая краевые части друг друга, и поэтому представлены высшими, чаще всего УШ-Х тектонофациями. Причем, следует заметить, что подобные пакеты имеют структуру вторичной моноклинали и поэтому ложно воспринимаются как нормально стратифицированные толщи метаморфизованных пород.

Тектонофации вязких разломов в слоистых средах взуча -лись на отрезке Иртышской зоны-смятия в районе пос. Верхняя Березовка, которая сложена здесь метаморфизованными в амфибола товой фации (ставролит-кианитовая и силлиманит—альмандиноиая оубфации) осадочными отложениями орловской свиты (нижний-средний девон) и габброидами, диоритами, гранитоидами змеиногор -ского (средне-позднекаменноугольного) комплекса. На этом от -резке зона смятия представлена крутонаклоннопадавдим (60-9070°) пучком сильно сближенных (в матриксе состыкованных тектонофациями УП или УШ) вязких кристаллизащюннд-сланцеватых разломов, которые являются производными, по крайней мере, четырех взаимосменякяцих друт друга во времени этапов деформации и

адагматизациа, жилообразования, и в тектонофациальном отноша -рии носят телескопированный характер (матрикс несет преиму -щественно тектонофации УШ-Х, а геологические образования по -следующих фаз - от 1 до X).

. В работе описаны и.иллюстрируются в вида серии зарисо -вок и фотографий обнажений типовые мезоструктурные элементы (складки, структуры будинажа, текстуры кристаллизационного рассланцованннх метаморфических пород), характеризующие тектонофации У1-Х в матриксе и тание же элементы, а также птигма -титовые складки жил, структуры дезинтеграции таких складок, разлинзования и преобразования во вторичные полосчатые образования магматитовых тел, характеризующие, тектонофации Ш-Х в мигматитах и жальных телах.

Качественные и количественные характеристики признаков тектонофацай вязких кристаллизационно-сланцеватых разломов приведены в табл. 8.

Тектонофации вязких протрузиЦ грани тоадов. Вязкие протрузии грани тоидов в палео -. зойских структурах Казахстана проявлены в шовных зонах антикли-норного типа, наложенных на оиалаческие участки снладчатых сооружений. Они представляют собой структуры, производные вяз -костной инверсии горячих (при температуре, отвечающей режиму ратазоны) плутонических, если они в сферу дислокационных пре -рбразований вовлечены на ранней стадии теплового становления, остывания, и реоморфных гранитоидов в чехле сравнительно хо -додных, находящихся в тепловом режиме мезозоны, осадочных и вулканогенных пород. "'

г ' Такие протрузии и их тектонофации изучались в разных районах Казахстана и описаны tía примере полихронного Курдай-ча -туркульского гранодиорит-гранитногр комплекса54^.

Грани той ды этого комплекса, слагают серию массивов оваль-» цой, линзовидной а линзовидно-ленточной формы,и тектонически контактируют с вмещающими их осадочными и вулканогенными от ложениями нижнего палеозоя (и в том числе среднего ордовика), На основе выполненных тектонофацивльных исследований'

^Возраст гранитоидов этого компленса по данным Рв- З1"1' a K-Ar радиохронологических определений характеризует«-: ся тремя датами: 1409+33 млн.лет, 713±Ю млн.лет, ; ' 44S+23 млн.лет, из которых последняя отвечает времени ■ формирования протрузий.

Таблица 8. Мезо- и шкростлувтуриые приз кг® и гезтонофацяв дволояащошых , структур кагазоаы

" IТексту^а'по I ^

но!а- складов а ¡рея, их ат - осями а) относительно }роды ! ши ах ста - $ег!тов й ка- Ыш Содмш- слабо нристал-,

тоать (угол Гнущихся сялу-Ыя плоскоа- лязацаошго : |

межет крыль-!этов, а тай - тяшл(аз) раселанцоаан-1 , •

ямав граду-!же ксекола - ланаЦшх и ных алк раз- : г

!рахГ 'тов. шла ров !ушкзщзяных гкойсовакных »

'Иа.: 2> .¡зерен !тал \

1-П. Не фиксируются !_ „3.. ____ 1,0-1,2 Г_ _ _4___ 50 _ _5____ Не проязлйна ____6___ Крайне грубо-ланзозидная 7 Сохраняется первичная

ОМУ Отлогай (до 100) Г ,3-1 л . 31-50 Чуть заметны шэйва будан , Груболанзо -видная с. чертами олан-цзватой или гнойсоаагой В основном сохоа- > няетса первичная, « но а чертами гра- ^ но- или лепадо - 1 блаатозой я т.п. Зерна аварца слабо полагонизиро-ааш

У-1У 1,9-4,0 . 26-30 Начало расаа-да слова, зальных тел Ланэоапдная с чертами сланцеватой иди пгейсоаатой Реликтовая первичная, гразо-или лвпидоблас-товая. Зерна кварца сально полагонйзярова-аи и часть ах имеет волнастое погасшие

^^Аи^ДЬНИ Г О-

- а _1 _ а _ ■• 4 - , 5 - • . . 6 - ?

:УП-ЛП Сжатый: изоклинальный; (до 20) 4,1-8,0 6-15 Сильная (линзы, бу-дины удалены друг- от друга на расстояние до десятков метров) Полосчатая, сланцеватая Гранолепадоблас-товая, лепидоблас-товая и т.п. Пола-гонизадвя зерен кварца настолько велика, что от -вечающие ей участки порода

1Х-1 - Вторично монокли -нальный •' (ДО 0) 8,1-30,0 0-5 Тектонический меланж (линзы, бу-дины рас -средоточе -на настолько, .что воспри-намаптся как эдзота-ческае; или гней -соватая приобретают мик-ророговиковуи структуру. Кварц имеет волнистое погасание. Не -редко он и.долевые шлаты на -сут "структуры типа планарных

03 СП

уатгшоэлвкэ, что и Ч2.<яе aaseobw * с:, ъ " i

ЛЯГ5Г СОбОЙ SaSBflfl ПрОГруЗПИ - ljr t Г ; I

cms ирй вторичной разогрева п -си'?' г—* эр:;. , г -рзздокшх даалоаацзяя. Характер...... стк

кя btsx ойразоваяяй ягля»то*и

1. Гармоничной впгскааняе яд тел в еозиу»

струптуру (гонфорашоо их облевшшг вазквш разло..-,- i в t: в ээдоаокгаято) в $оршрованге вместе с вмеютди'.. ш дислокационных структур та па яерйоокладок, едр. rcir: сложены гравятоядаыи', а крылья - шещшдамз пород'1 . (с-ватость, л ли вшу. и осевка пдоыю&ги складок во вке. 4..4". : " дах параллельны контакту» копируй его конфцгура^.г п . простирана»),

2. В эвдо-г и зкзснонгакговыд частях такях i;"„t

тол проявлена зональность по стедсга дислокациог..,v . - м зоваяия пород, в ира этом в зкзокзиганте теитоно« • ■ • нальность совмещена с латеральной зональностью ? «. , В частности, относительно ивкошшыгая тевтон»* >' 1 1 : го X) маркирует непосредственно гонг акт • ;

иоразогрстах а соответственно раййоаязгосгяьп г-»- о..и деформации). Внутри протрузавннх tefi она цодчер; л свваыа разгцейсованвем, а во -axisaiaamaz породах - > <?«:?« -кряоталлйзацаош!ш> раоал2яаеваияе:.} С сланцев a rue 1, «лазьгз. йзотят^рсговосбманковие л т.п. "роговики"■), огае«- м РТ-усго-зяям гшгазо.чу. По море удялеиия с г контакта такая сланцзза » тоогь во вмещазвдх -породах сначала сменяется менее шнеасгэкь*?: (отвечает декгоно$ацяяа IX, УШ) х?;г.ва2ом-кряз1адшзацао»шой с лас. цеэагостью в ропровогщваяа ывтамор&язгаа пород в условиях- бйогя-TCEoil субфацяп зелекоаяаяцзвоН фгда (нижняя .мззззояа), а затг< последовательно - уморенный (отвечает тектоно£ацг,ям УП-У1) п слабни (отвечает теЕТОнофацяг. У) клаважом в сопровождения накомзтаыорфвзма пород, соответствующего аяьбит-хлэрзт-осрящ-товой (мусковитовой) оубфациа зеленосланцевой фацяк (верхни,-мезозона). Бяутра гранятопдаого тела в эндононтанто зональ ность не сопряжена с изменением РТ~обстановок и выражена ляс5 в уменьшении (по отношению к контакту) степени разгнейсованяя пород. При этой характер таких преобразований внутри протруз;:;: отвечает диапазону тектонофадий 1-Х, а во вмещающих породах -тентонофацяям У-Х.

!;лрапа \'сц вяз:1,ого течек,п горних not . ; в дислокационных • .оразоеинлях рассматриваемого чаа& завпсиг ог объема перемещаемых масс .1 непосредственно з гранатоаднцх телах колеблется . г п.зрзкх сотен метроз до перзух кпдскаг-роз, тогда как зо вмэ-•laöusax породах редко превосходит правый километр (вероятно, определяется шириной зону теплового градиента а обрамлении тела гранатоидов), а кагазональная составляющая этой зоин обнч -на ке превосходи? первых сотен метров.

"3 работе с целью отгеаеная вляялиа породного фактора на . текстурные формы варааениоста йрастаялвзацзоико-слашдеватого меченая отдельно рассмотрены гентонофации в гранодкоритах (аурдайсная составляющая данного нолплекса), баотитсьых гра -üütdx (чатнраудьская соотавлнааая этого комплекса) а змеца» -::цу. осадочных (песчашжово-алевролатозых) отяоаениях (щербпк-'iüнекая свита - средний ордовик) а з том число в гранит.', знрэ-вашшх их разнсстях. Даны спасания я приведены серии фотографа птуфоа а мскрофотогр&фай шдйфса ари параллельных и енре -□энных ниаолях, характеризующее текстурные и ынкросгруктурные особенности зтах пород в гевтонофацаях 1-П, Ш-1У, 7-71, УП-УШ, IX-X. Пра это:/ специальная серия хикрофотографай ДЕ:-аиоке*а'-:.:ср|азсвашшх осадочных пород з эиз'окоиггите демонстрирует С1,'еиу микрсструитурных механизмов деформации (тьчекая) пород з связа с измененаем по латерала термальных условий реализа -г;?:л этого процесса. Кроме того, небольшая, состоящая из трех фотографий обнажений, серия иллюстрирует процесс преобразования пятнистых агматитое во вторичные полосчатые породы.

Всего по этому раз.делу работы приведено 49 иллюстраций.

5. ПКШЕШ ТЕКТОКОтЩАЛЬНОГО КОНТРОЛЯ СЕУДЕНЕНИЯ. Текхо-нофациальный контроль орудекения шкет быть прямым й косвен -нкм. Пра первом оруденения представляй® coöoi! непосредствен -нкЯ продукт деформации, динамокегакор$»зыа пород, а также ди-иамсмэтгморфогешюго преобразования руд, тогда как пря втором оно является производным рудогенерярувдх (главным образом гидротермальных) процессов, не связанных с деформацией (во всяком случае на тех гипсометрических отметках относительно палеояоверхкоста, где происходит рудообразование), а "йсполь-зуащих" деформационный структуры лвдь в качестве фильтрационных каналов^ структурных'лозуиев. Поэтому в первом случая •

продуктивность оруденения прямо коррелируется с балльностью тектонофации (наиболее крупные рудные массы приурочены к высшим тектонофациям), а во втором такие взаимоотношения носят более сложный характер.

В данной работе затронуть/ примеры только косвенного и ком бинированного такого контроля. Для этих целей использован ав -тбрский материал по структурной позиции медно-порфирового оруденения Чатыриульского рудного поля и флюоритового оруденения Месторождения Таскайнар в Кендыктасском антиклинорной шовной зойе (горн Кендыктас) и золото-сульфидного оруденения место -рождения Юбилейное в Шулдак-Мынжасарской шовной зоне в Зелеио-камешгай части Мугоджар.

. .В горах Кендыктас отмеченное оруденение обоих типов по данным геологических и свинцоЕО-изохронных датировок (В.М.Найденов и др.) имеет позднекаменноугольно-пермский возраст и накладывается на нижнепалеозойские вязкоразломные и гранатоидные протрузивные структуры и пространственно сопряжено с позднепа-леозойояимн хрупко-вязкими разломами, образующими динамосисте-мы (дугообразные связки, тыльная сторона которых составлена надвигами, а крылья - сдвигами). Однако промышленное оруденени приурочено только к крыльям таких данамосистем, где проявлены дробление в каганлаз пород (тектонофации У-УШ нижней эпизоны) и притом только к тем участкам нижнепалеозойского каркаса,где породы не несут кливажа или гнейсоватости (им отвечают межвяз-Коразломные участки и тектонофации 1-1У мезозоны и локальной йатаэоны соответственно). Подобное сочетание,благоприятных для рудолокализации5тектонофаций, вероятно, обусловлено тем, что Породы, лишенные структурной анизотропии лучше поддаются хрупко-вязким преобразованиям, чем породы имеющие такую анизотро пию. Вполне возможно, что межвязкораэломные участки при нало -женай на них'хрупко-вязких дислокаций преобразовывались в своеобразные тектонические щели, окна, каналы, благоприятные для фильтрации гидротетерм.

Золото-сульфидное оруденение местороадения Юбилейное, в отличие от рассмотренного Кевдыктасского, контролируется голь-feu нижнеэпизональннми дислокационными структурами. Оно, в част ности* располагается в пределах иовной зоны, составленной суб-вязйями разломами (тектонофации У-Х нижней эпазонн), нарушаю -щимй зелвнокаменно измененные базальтоиды мугоджарской толщи

{вагшаЯ-средой девон), осадочныо и оредне-кислые вулканогви-кмэ отложенял и субвулканичзсаав та па милнашинской тогда (средний девон). Но внутра этой ^она оно локализуется в обле -яавмоы субвязкима разломами позднедевонском штоке плагиограни-тов, избирательно несущим лишь хрупко-вязкие (дробление, ката-цлаз) дислокации (тектонофации У-УШ). Вероятно, и в этом слу -чае шток плагиогранигов сыграл роль дренажного канала.

Оба примера, конечно, не захватывают весь спектр возможных тектонофациальных ситуаций на рудных объектах. Однако и они позволяют оттенить те новые стороны структурного контроля оруденения, которые касаются роли в этом отношении интенсив -ности диолонационных преобразований, латологичесной избира -тельности деформаций, степени локализации деформации и др.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ. Основные результаты проведенных исследований сводится к следующее.

> ■ I. Типизированы по морфологическим признакам и по соотношению компонентов амплитуды хрупяого и вязкого смещения разломы складчатых сооружений палеозоид Казахстана, а танке дополнительно выделены и описаны разданы, имеющие гиббрадный облик-» хрупко-вязкие, субвязкие и Еязкие нливаяшо-криагаллизацнонныо (и их кливажно-гнейсоватыа в гранитоидах) разломы.

2. Выделены и описаны плохо изученные в Казахстане а за рубежом вязкие протрузии гранигоидов и показано, что такие} об-» разования являются производными вязкостной инверсии относи -тельно горячих (при температуре, отвечающей термальному режиму катазоны) гранитоидных масс (плутонических или реоморфных) в чехле.сравнятбльно холодных осадочных и вулканогенных пород;

3. На основе изучения меэо- и микромеханизмов деформаций и выяснения роли и места зеленосланцевого метаморфизма.в кли-важадх диалокациях типизированы мезо- и микроструитурные > 1 Признаки тентонофаций и на этой основе составлен атлас тенто-нофаций,по эволюционному принципу таких важнейших для склад -чатых сооружений дислокационных структур как брахкформные (открытые, германотипные) складаи, флексуры, хрупче, хрупко-^дкие а оубвязкие разломы нижней эпизоны, вязкие алив^жнрв и цливажно-нристаллиэационно-сланцеватые разломы мезозоны, ьлЗг кае кристаллизационно-сланцеватые (и ах гнейсоватка аналог^. ® гранитоидах) разломы катазоны, вязкие протрузии гранитоид'оЕ.

4. Для каждой (из числа перечисленных в п.З) дислокационной структуры определен диапазон баллов маркирующих её текго -нофаций и характер распределения этих фаций по. латерали. '

5. В опытном порядке установлено, что для диагностика гей-1 тонофаций дислокационных структур мезозоны приемлемы значения айязогропия упругих свойств и электросопротивления пород.

Весь комплекс приведенных в работе данных по мезо- и мйк-¿острртурным и петрофизическим признакам тектонофаций позво -яяет допустить, что формирование дислокационных структур йсех рассмотренных типов является следствием процессов, направлен -ннж йа развитие равновесных для условий сдвигового течения анизотропных, снижающих вязкость пород, структур на всех уровнях (мега-, Мезо-, микро-) системы.

Основные положения диссертации опубликован^ в ддедумшх работах автора:

I. Особенности посюрогенной тектоники в горах Кекдывтао// Материалы республиканской конф.молодых ученых. Алма-Ата, I97Si С. 298.

2» Пример соскладчатого гранитоидного магматизма в Кзндих-гаоских горах//Инфорыационный сборник научно-исследовательских работ, Алма-А?а, 1977. С. 297-298.

3. Особенности тектоно-магматизма Кендыктаса/у^звестия АН КазССР, Сер. геол. 1977, Ii 4. С.1-5 .

. 4. Шовная складчатость и ее роль в эндогенной металлоге -нии //Металлогения орогенных этапов развития Тянь-Шаня. Таш -кенг,1978. С.87 (е соавторстве с Е.И.Паталахой и А.В.Смирновам) . 5. Граниговдный плутонизм и тектоника Восточного Казахста-на//Известяя АН КазССР., Сер. .геол. 1980, Щ. С.28-35 (в соав -торстве с Е.И.Паталахой).

• 6. Общая схема деформационных структур палеозоид Восточного Казахстана// Известия АН КазССР. Сер. геол. 1980, №3. С .1926 (в соавторстве с Е.И.Паталахой, А.В.Смирновым, В.А.Белкм, В.В.Коробкиным, А.В.Дербеневым).

7. Парагенетический ряд делимости пород при динамометамор-фазмз// Геология и геофизика. 1982, &12. С.130-134 (в соавторстве о Е.И.Паталахой и В.А.Дербеневым). .

8. ■ Тектонофациальный анализ (новые данные)/проблемы тек -тоники Казахстана. Алма-Ата, 1931. СЛ62-169 (в соавторстве с

р.И.ПаталахоЗ, В.А.Дербенёвым в А.В.Смирновым).

9. Опыт изучения анизотропии каа критерия оценки степени деформированное™ пород//Довл. АН СССР. 1981. Т.260, №3. С.69сЗ-701 (в соавторстве с Е.И.Пагалахой и В.А.Дербеневым).

10. Тектоника Чу-йлийсного региона// Чу-Млийский регион. Г.1; Геология Чу-Илийского региона. Алма-Ата, 1980.С.326-490 (в соавторстве с Е.И.Паталахой, А.А.Абдулиным, М.К.Аполлоно -ВЯМ, В.В.Коробкиным).

11. О деформационной природе зеленосланцевых изменений цород в зонах смятия (по данным тектонофациального анализа)// Деп. в ВИНИТИ.1984, №7474. Не.(а соавторстве о В.А.Дербеневом)

12. О микрошханазмах течения пород в зонах разломов// Деа, в ВИНИТИ. 1984, Я 7473. 8с.

13. Тентоиофациальный анализ - детальный вариант/Известия АН КазССР. Сер,геол. 1384, $ 5.С.14-20 (в соавторстве о В.И.Паталахой и В.А.Дербеневым).

14. Примеры картирования вязких разломов методами тектс-нофациального анализа//Деп, в КазНШЩТИ. 1986, Я464. 13с.

14. О природе данамометаморфизма мезозоиы//Йэвестия АН, КазССР. Сар.геол. 1936, М. С.З-П (в соавторстве с Е.Й.Пата-лахой),

16. Детальное картирование зеленосланцевых комплексов складчатых сооружений методами тектонофациального анализа// Метаморфические комплексы Урала. Свердловск, 1986. С,86 соавторства с Е.И.Паталахой).

17. Динамометаморфизм и тектоника гранитоидовпри'деформации их тел на субсолидусной стадии геплового становления// $еп. а КаэНИИНТИ. 1987, » 1746. 0с. ( {

18. Тзатонофации мезозоны: (Атлас микроструктур). Алма-А та, 198?, 183о. (в соавторстве с Е.И.Пагалахой я В.А,Дарбегт новым). - , '

19. Двнамометаморфазм гранатоядов пра деформации дх тал 1т постноолидусной стадии их становления/Д1етрографзя ¡5' доне* ра^огия Казахстана. А-ила-Ата, 1988. Ж, СЛ22-123.

20. Политипия слюд в зэленоолакцево изменешвд' породах Дгасуйского и Дкалаир-НаЗманского разломов Казахстана пая инт-двкатор условий двиажиетаморфазма/Лтетрографиа а минералок^ ^йзахстана,Алма-Ата, 1988 С. 124(3 соавторстве; с Г.К.Бецо :Ц039&) »

21. Позиция промышленного оруденения $ горах Кендыктас по данным тектонофациального картирования/Л5звее тяя АН КазССР. Сер.геол. 1988, Л 4. С.48-55.

22. Зеленосланцевый метаморфизм добиотятовнх оубфаций' как одна из форм преодоления предела текучести и плаотвчеоьпй деформации пород в верхней части меэозоны//Деп. в КазНИИН1И0 1989» JE 2877. 14с.

23.Атяасн гектонофацйй и их значение для нартографйЕ// Тактонофацяалькнй анализ я его роль в геологии, геофизике а мз 1аллогв1ШИ.Алма-Ага,183Э.С.21(в соавторстве с В,А,Дербеневым).

24. Тек тонсфациальиэе картирование нболоистых комплексов (на примере гранйтоидоБ)//Д0П. в КазНШНГИ. 1990, № 3082.19с. (в соавторстве с Е.Й.Паталахой).

25. Тектонофацйй Гранито0дов//Тектонофацяалвныя анализ й его роль в геологии, геофизике а металлогении. Алма-Ата, 1991. С. 62-73.

26. Опыт использования во8$фвциен?а аназотроиия для диагностика тенгояофацай дйслонацаожшх структур взргней тзозоП"/ йзвеогея HAH НС. Сер.геол. 1992, % 3. С.80-88 (в соавторстве

о РШ.Кимом),

' 2?. Изотопное датирование Гранитоидоз кувдаЕ-чагнркуль -CRofo компленоаУ/Извеогвя АН ft. Сер.геол. 1992, й 3. С.45-47 (в ¿оавгоротва с В.А.Илышим).

28. Тевтонофацяальный анализ а практика кртирования мета-моррчеоних комплексов // Известия АН FK. Сер. геол. 1992,

Л С.35-40 (в соавторстве с Е-.И.Паталахой, А.В.Смирновы«, И.И.Нийитченко, В.В.Коробкиным).

29. Тектонические потоки и sftear zones как фундаментальное понятие современной геологии//Известия HAH PK. Сор.геоЛ. 199$, £ I. С.3-9 (в соавторстве с Е.Й.Паталахой, A.B.Смирно -в mi В.В.Коробкиным, А.А.Чугункиной).