|
Федотова Анна Анатольевна
Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата
геолого-минералогических наук
|
оглавление |
3.3. Боксон-Сархойская зона. Западная часть
Западная, условно выделенная часть Боксон-Сархойской зоны расположена западнее
широты Хараталойскойского метаморфического комплекса (рис.
1), к ней также отнесена Ухагольская структура. Автором выделяются для этой
области тектонические единицы, сопоставляемые с выделенными ранее для районов,
рассотренных выше.
Относительный автохтон. В роли относительного автохтона западной части Боксон-Сархойской
зоны выступает толща карбонатных пород, сопоставлявшаяся в традиционных схемах
стратиграфии с монгошинской свитой Гарганской зоны. Сейчас возраст этих толщ
является проблематичным. Тем не менее положение карбонатных толщ на оси крупной
антиформы дает автору основание относить их к нижнему структурному уровню западной
части Боксон-Сархойской зоны и рассматривать в качестве относительного автохтона.
Ильчирский покров в западной части Боксон-Сархойской зоны образует крылья самой
крупной антиформной складки, вытянутой в субширотном направлении. Толщи покрова
и вышележащей Оспинской пластины относят к дибинской свите. Наиболее достоверно
эти тектонические единицы разделяются в бассейне р. Шибит - левого притока р.
Диби. Типичные породы Ильчирского покрова - сланцы с существенным содержанием
карбонатного материала и со значительной примесью углеродистого вещества, вмещающие
тела эффузивных и субвулканических пород основного состава.
Верхнеонотский покров в западной части Боксон-Сархойской зоны состоит из пластин
серпентинитового меланжа и габбро-диабазов, и типичных для Оспинской пластины
вулканогенно-сланцевых и флишево-олистостромовых толщ.
Верхнеонотский покров тектонически перекрыт породами Сархойского покрова, границы
этого покрова совместно с образующими его породами и нижележащими толщами деформированы
складками и осложняющими их взбросами и взбросо-надвигами. Породы Верхнеонотского
покрова выходят в ядрах и на крыльях антиформ, расположенных примерно на оси,
продолжающей ось Гарганской антиформы (рис. 2).
На крыльях наиболее крупной антиформы Боксон-Сархойской зоны в районе рек Шибит
- Диби - Урдо-Боксон в составе Верхнеонотского покрова развиты серпентиниты,
габброиды и многочисленные субвулканические тела габбро-диабазов, а также толщи
Оспинской пластины.
Наиболее представительный вулканогенно-осадочный разрез Оспинской пластины развит
в районе слияния двух истоков р. Диби. Общая ширина выхода тектонически ограниченного
фрагмента составляет около 1 км, из них 700-800 м сложено пиллоу-лавами с хорошо
выраженными поверхностями лавовых потоков. Осадочная часть разреза представлена
темно-серыми тонко-ритмичнослоистыми алевролитами.
Осадочные толщи Оспинской пластины широко развиты в западной части антиформной
структуры в бассейне р. Шибит (Булэгэ-Гол) - левого притока р. Диби. Это флишевые
толщи, связаннные с фрагментарно развитым горизонтом карбонатных пород и надстраивающиеся,
согласно данным А.А.Терлеева и соавторов (1998) внутриформационными конгломератами
(ранее конгломераты рассматривались как базальные для сархойской серии). Палеонтологические
данные: водоросли для известняков [Геология и метаморфизм ... , 1988], конулярии
для флишево-алевролитовой толщи [Терлеев, Постников, Хромых, 1998] и мшанки
для конгломератов [Бутов, Морозова, 1982] дают основания рассматривать весь
разрез от карбонатых пород до конгломератов как нижне(?) среднекембрийско -
ордовикский, т.е. одновозрастный верхней части разреза боксонской серии и мангатгольской
свите.
Помимо крыльев рассмотренной антиформы, карбонатно-флишевые и сильно дислоцированные
тонко-ритмичнослоистые и типично флишевые толщи Оспинской пластины выходят в
ядрах двух антиформных складок Боксон-Сархойской зоны, расположенных западнее.
Таким образом, на западе Боксон-Сархойской зоны выделена Оспинская пластина,
сложенная вулканогенно-сланцевыми и флишевыми толщами с олистостромовыми пачками.
Пластина входит в состав Верхнеонотского покрова, занимающего определенное положение
в единой покровно-складчатой структуре Боксон-Сархойской и Гарганской зон. Формирование
пластины, как и всего покровного комплекса, закончилось не ранее ордовика.
Сархойский покров по своему объему в основном соответствует сархойской серии.
Строение Сархойского покрова наиболее детально изучено на юго-западе Боксон-Сархойской
зоны в хорошо обнаженном районе верхнего течения рек Сархой и Забит. Здесь выделены
три крупные тектонические пластины: нижняя осадочного состава, средняя - вулканогенно-осадочного,
верхняя - вулканогенного [Федотова, Хаин, 1997]. Западнее (районе верхнего течения
р. Хараганта) шире распространены вулканогенные толщи, восточнее (район верхнего
течения р. Диби и р. Хорё) - вулканогенно-осадочные и осадочные.
Нижняя тектоническая пластина Сархойского покрова залегает на разных горизонтах
и пачках Оспинской пластины Верхнеонотского покрова, на территории Монголии
(в истоках р.Шаргын-Гол, где находится основное поле распространения пород нижней
пластины) - на породах серпентинитового меланжа. Поверхность надвига деформирована
совместно с породами Оспинской пластины и нижней пластины Сархойского покрова
(рис.2).
В современной структуре представлены тектонически ограниченные фрагменты толщи,
сформированной на склонах неактивного вулканического поднятия за счет размыва
средних и кислых вулканитов. Наиболее вероятно, что источником обломочного материала
являлись вулканические породы средней и верхней пластин Сархойского покрова.
Состав толщ показывает, что размыв происходил после завершения вулканической
деятельности, таким образом, нижняя пластина отнесена к самым молодым толщам
в составе Сархойского покрова. Исходя из позднерифейского возраста вулканитов
[Буякайте, Кузьмичев, Соколов, 1989] ее возраст рассматривается как рифейско-вендский.
Средняя пластина, сложенная вулканогенно-осадочными породами, залегает на разных
уровнях разреза нижней пластины Сархойского покрова, местами - непосредственно
на породах Оспинской пластины Верхнеонотского покрова. Средняя пластина деформирована
совместно с нижней и комплексами Верхнеонотского покрова. Однако, залегание
пород менее пластичной вулканогенной толщи осложнено взбросами и взбросо-надвигами,
проходящими параллельно осевым плоскостям антиформ, и складчатость выражена
менее явно.
Разрез средней пластины Сархойского покрова, развитый по левому притоку р. Сархой
характеризует типичный облик вулканогенно-осадочной толщи. В этом пересечении
ширина выхода пластины достигает 2000 м. В нижней части разреза преобладают
эффузивы, туфы и пирокласто-тефроидные гравелиты - породы образовавшиеся за
счет быстрого, синхронного вулканической деятельности переотложения пирокластического
материала. Эффузивы в основном представлены лавобрекчиями, туфолавами, реже
встречаются флюидальные лавы. В верхней части разреза преобладают туфы. Для
разреза характерны пачки чередования косослоистых песчаников и гравелитов с
переслаивающимися с алевролитами и песчаниками (до 70 м в верхней части), а
также горизонты конгломератов с плавающей галькой вулканитов. Состав эффузивов
и туфов закономерно изменяется от андезито-базальтов в нижней части разреза
до риодацитов в верхней.
На площади отмечается резкая изменчивость состава толщи. Характерным признаком
вулканогенно-осадочной пластины при этом остается присутствие разнообразных
собственно вулканогенных пород в чередовании с осадочными вулканомиктовыми породами,
накапливавшимися в интервалах между извержениями за счет размыва и переотложения
обломочного материала на выступавших из-под уровня моря и подводных склонах
вулканов.
Верхняя тектоническая пластина Сархойского покрова отличается существенно вулканогенным
составом, она выделена в среднем течении р. Сархой и бассейне левых притоков
р. Забит - р. Муя-Гол и ручья Хайрта-Жалга. С подошвой пластины здесь связана
зона расчешуивания, в которую вовлечены породы нижних пластин Сархойского покрова
и Оспинской пластины. В разрезе верхней пластины Сархойского покрова широко
развиты мощные сложнопостроенные лавовые потоки (до 200 м), лавобрекчии, туфы,
тефроиды, часть разреза сложена песчаниками, в том числе косослоистыми.
Разрезы верхней вулканогенной пластины сформировались в обстановках, в целом
близких к обстановкам формирования средней пластины и могут быть частично одновозрастными.
Оба разреза согласно данным о возрасте вулканических пород сархойской серии
[Буякайте, Кузьмичев, Соколов, 1989], рассматриваются как верхнерифейские.
За пределами бассейнов рек Сархой и Забит наблюдается латеральная изменчивость
разрезов пластин. К западу развиты преимущественно вулканогенные толщи; так
в районе верхнего течения р. Хараганта - левого притока р. Сархой распространены
разнообразные туфы и лавы, и практически отсутствуют осадочные породы. В восточном
направлении, напротив, наблюдается сокращение доли эффузивов в вулканогенно-осадочных
разрезах, далее к востоку, в бассейне р. Обо-Гол - одного из правых верхних
притоков р. Хорё, в разрезах присутствуют подводные лавы, чередующихся с маломощными
прослоями известняков. С этой тенденцией согласуется изменчивость толщ нижней
пластины: на востоке, в верховьях р. Хорё, появляются относительно глубоководные
отложения, переходные по составу между песчаниками сархойской серии и флишоидными
толщами Оспинской пластины. Таким образом, фрагменты наиболее активной поднятой
части палеовулканического сооружения находятся в современной структуре западнее,
подводной части - восточнее.
Природу вулканического сооружения характеризуют составы вулканических пород,
изученные для средней пластины, а также и для других толщ сархойской серии [Кузьмичев,
1990; Гладкочуб, 1996]. Согласующиеся результаты свидетельствуют, что породы
образуют последовательно дифференцированную серию, это противоречит ранее принятой
точке зрения о рифтогенной природе Сархойского комплекса [Ильин, 1982]. По петрохимическим
особенностям и содержаниям микроэлементов серия соответствует известково-щелочным
сериям островных дуг.
Время завершающих этапов становления Сархойского покрова не совпадает со временем
формирования образующих его толщ. Наиболее поздние этапы покровообразования
проявились не ранее начала ордовика. В составе толщ, повсеместно занимающих
в структуре более глубинный уровень, чем Сархойский покров, присутствуют породы
среднего кембрия - ордовика [Терлеев, Постников, Хромых, 1998].
Неоавтохтон I или промежуточный неоавтохтон в западной части
Боксон-Сархойской зоны выделяется автором как автохтон по отношению к Боксонскому
покровному комплексу. Характер нижней границы боксонской серии на примере
западной части Боксон-Сархойской зоны служит предметом оживленных дискуссий
[Кузьмичев, 1990; Хераскова, Самыгин, 1992; Терлеев, Постников, Гибшер,
1995; Хаин, Федотова, 1995; Терлеев, Задорожный, 1996; Осокин, Тыжинов,
1998]. Палеонтологических данных о возрасте толщ в настоящее время недостаточно,
чтобы строго обосновать или опровергнуть аллохтонное залегание боксонской
серии, поэтому решение этого вопроса зависит в первую очередь от геологических
данных.
В бассейнах рек Сархой и Уха-Гол - районах, благоприятных для изучения
нижней части боксонской серии и подстилающих толщ, были проведены детальные
исследования. Результаты дали возможность принять точку зрения об аллохтонном
залегании венд-среднекембрийских карбонатных толщ в Боксон-Сархойской зоне.
Неоавтохтон I бассейна р. Сархой соответствует по объему хушатайской
свите [Кузьмичев, 1990], включая харагантинскую олистостромовую толщу в
ее верхней части [Хаин, Федотова, 1995]. Хушатайская свита залегает на
породах средней тектонической пластины Сархойского покрова в верховьях
р. Сархой, и на породах верхней пластины - в бассейне среднего течения
р. Сархой. В первом районе к нижней границе хушатайской свиты приурочен
силл гранодиоритов, во втором установлено угловое несогласие, и описаны
базальные конгломераты [Кузьмичев, 1990]. Нижние части двух разрезов, сложенные
пестроцветными, существенно вулканомиктовыми песчаниками, алевролитами,
гравелитами (общей мощностью до 550 м - в верховьях р.Сархой), сходны между
собой.
Верхние олистостромовые части разрезов в двух районах различаются.
В бассейне верхнего течения р. Сархой олистостромовая харагантинская толща
мощностью до 90 м выходит на склонах г. Нойон-Ула (отм. 2707,1 м, 2,5 км
к востоку от границы с Монголией). Пестроцветные рассланцованные алевролиты
и аргиллиты вмещают до двух горизонтов олистолитов карбонатных пород мощностью
30 м и протяженностью в первые сотни метров. Среди олистолитов встречаются
доломитовые конгломераты, сходные с конгломератами нижней части нойон-улинской
толщи, повсеместно залегающей структурно выше олистостромового горизонта.
В интервалах между олистолитами присутствуют "мусорные аргиллиты" - пестрые
глинистые и глинисто-карбонатые сланцы с неравномерно распределенными плавающими
обломками.
В районе среднего течения р. Сархой харагантинская толща отличается
другим типом строения. Здесь, в отличие от разрезов г. Нойон-Ула, мощность
олистоплак (более 100 м) значительно превосходит мощность вмещающих их
сланцев. На основании этой особенности возникла точка зрения на толщу как
на нижнюю часть непрерывного разреза боксонской серии (забитская свита
- Кузьмичев, 1990, "нижние доломиты" - Хераскова, Самыгин, 1992). Вышележащая
толща ритмично-слоистых доломитов - нойонулинская толща с такой точки зрения
рассматривается как продолжение непрерывного разреза, надстраивающегося
далее всей толщей доломитов боксонской серии.
Вдоль нижней границы доломитового пласта находятся пестрые сланцы (до
30 м) с горизонтом доломитовых стяжений - нодулярных доломитов. Вдоль верхней
границы пласта прослеживается узкая прерывистая зона пестрых сланцев, в
нескольких раздувах 20-30 м по мощности. Видно, что сланцы представляют
собой "мусорные аргиллиты" или содержат олистолиты доломитов и доломитовых
конгломератов. Эти наблюдения дали основания заключить, что этот пласт
находится внутри сланцевой "оболочки" и представляет собой крупную олистоплаку
в олистостромовой харагантинской толще.
В 5 км западнее рассмотренного района среднего течения р. Сархой, в
бассейне р. Малая Хараганта (правого притока р. Хараганта, впадающей слева
в р. Сархой) в виде тектонически ограниченного фрагмента - крутопадающего
клина выходит верхняя часть разреза хушатайской свиты. Несмотря на небольшую
мощность и протяженность по простиранию, тектонический клин заключает один
из наиболее представительных разрезов харагантинской толщи. Разрез начинается
с песчаников, сходных по составу и текстурным особенностям с песчаниками
более полных разрезов хушатайской свиты и надстраивается олистостромовой
пачкой.
В строении олистостромовой пачки бассейна р. Малая Хараганта, как и
в других районах, участвуют характерные породы: так называемые "мусорные
аргиллиты" - пестрые сланцы с обломками, а также глинисто-карбонатные сланцы
нетипичных для всей остальной части хушатайской свиты ярких окрасок, в
составе олистолитов и олистоплак преобладают доломиты и доломитовые конгломераты,
в строении толщи также участвуют резко изменчивые по размерности и по составу
от карбонатных до вулканомиктовых обломочные породы. Как и в среднем течении
р. Сархой, в разрезе бассейна р. Малая Хараганта ниже олистостромового
горизонта находятся нодулярные доломиты (размеры стяжений достигают здесь
1,5 м). К особенностям разреза относится присутствие темных алевролитов
и песчаников с элементами градационной слоистости. Таким образом, в районе
р. Малая Хараганта развит типичный и одновременно яркий и представительный
разрез олистостромовой толщи. На этом основании для олистостромовой пачки
верхней части хушатайской свиты предложено название харагантинская толща
[Хаин, Федотова, 1995].
Неоавтохтон I района р. Уха-Гол. Ухагольская синформная структура
представляет собой крупную сжатую запрокинутую к юго-востоку складку [Хоментовский
и др., 1985], ядро которой формируют карбонатные породы боксонской серии.
На крыльях складки обнажается толща, сопоставимая с хушатайской свитой
бассейна р.Сархой. Ранее эта пестроцветная толща с доломитами в верхней
части полностью включалась здесь в состав сархойской свиты [Хоментовский
и др., 1985 и др.].
В пределах Ухагольской структуры, как и в бассейне р. Сархой хушатайская
свита состоит из двух толщ. Нижняя, мощностью порядка 200-300 м, как и
в рассмотренных разрезах сложена пестроцветными песчаниками и алевролитами.
Отличием является преобладание тонкослоистых пестроцветных алевролитов
и мелкозернистых песчаников, присутствие пачек темно-серых алевролитов.
Крупнозернистые песчаники и более грубообломочные породы, косослоистые
песчаники, развитые в бассейне р. Сархой, для Ухагольского района не характерны.
Верхняя толща, как и в бассейне р. Сархой является олистостромовой, резко
изменчивой по простиранию за счет размеров олистолитов.
В юго-восточном крыле Ухагольской синформы наблюдается скопление крупных
олистолитов мощностью до 200 м и протяженностью до первых сотен метров.
Олистолиты доломитов тесно соприкасаются между собой, но при детальном
рассмотрении видно, что между крупными олистолитами находятся красноцветные
алевролиты, слоистость которых повторяет форму края олистолита, что свидетельствует
о погружении доломитового блока в нелитифицированный осадок.
В северо-западном опрокинутом крыле мощность олистостромовой пачки
по р. Уха-Гол составляет 100-150 м; в ней встречаются как крупные, так
и мелкие олистолиты, среди которых отмечаются полосчатые доломиты и доломитовые
конгломераты - породы, сходные по облику с породами нойонулинской толщи
- нижней части Боксонского покровного комплекса.
На основании данных по двум районам распространения хушатайской свиты
породы ее нижней толщи интерпретируются как прибрежно- мелководноморские,
частично, по-видимому, аллювиально-пролювиальные отложения, сформированные
на склонах поднятия - неактивной вулканической постройки. Во время формирования
верхней (харагантинской) толщи это поднятие было погружено ниже уровня
моря и поступление вулканомиктового обломочного материала прекратилось.
Одновременно существовало подводное возвышение - область накопления карбонатных
толщ, перемещенных в дальнейшем в прогиб в качестве тектоно-гравитационных
покровов.
Нижняя часть хушатайской свиты с учетом биостратиграфических данных
[Вейс, Воробьева, 1993] рассматривается как венд(?)-кембрийская. С учетом
общей геологической ситуации для верхней олистостромовой части - харагантинской
толщи допущен позднекембрийско-ранне(?)ордовикский возраст, палеонтологическая
находка, сделанная в доломитовых олистолитах [Терлеев, Задорожный, 1996]
свидетельствует, что эта толща может охватывать и силур. Однако, поскольку
палеонтологическая находка является единичной, силурийский возраст промежуточного
неоавтохтона нельзя считать строго доказанным.
Боксонский покровный комплекс объединяет карбонатные породы боксонской серии,
залегающие структурно выше харагантинской толщи неоавтохтона I. Область распространения
карбонатных пород боксонской серии представляет собой ядро крупной асимметричной
синформной складки, вытянутой в широтном направлении и занимающей северную часть
Боксон-Сархойской зоны (рис. 2). Южное крыло синформы
наклонено полого, северное, более крутое, сильно дислоцировано на границе с Окинским
покровным комплексом. К бассейну р. Сархой приурочена область западного замыкания
синформы. Здесь хорошо выражено строение нижней части Боксонского покровного комплекса,
в составе которого выделяется тектонически ограниченная нойонулинская толща [Хаин,
Федотова, 1995], рассматриваемая в работе как нижняя пластина покровного комплекса.
Нойонулинская тектоническая пластина соответствует толще, традиционно
выделявшейся в качестве самостоятельной пачки или подсвиты нижней части
боксонской серии. В более полных разрезах толща состоит из двух пачек.
Нижняя пачка представлена конгломератами с повсеместно преобладающими
обломками карбонатных пород и матриксом, меняющимся по составу от светлого
карбонатного до бурого карбонатно-глинистого и темного карбонатного. Породы
первого типа развиты в районе верхнего течения р. Сархой, где мощность
пачки составляет около 40 м. Породы второго типа распространены в среднем
течении р. Сархой, их мощность не превышает 10-15 м; встречаются не смещенные,
но тектонически дезинтегрированные фрагменты пачки конгломератов; на большой
протяженности пачка отсутствует.
Верхняя пачка разреза пластины сложена тонкоритмичнослоистыми доломитами
с невыдержанными грубообломочными горизонтами и кремнистыми породами в
верхней части. Эта пачка, как предполагается, перспективна для установления
нижней границы кембрия [Терлеев, Постников, Карлова и др., 1998].
В районе р. Уха-Гол полные разрезы нойонулинской толщи, подобные разрезам
района р. Сархой не наблюдались, но в этом районе породы, соответствующие
по составу Нойонулинской пластине присутствуют в виде фрагментов: олистолитов
в харагантинской толще промежуточного неоавтохтона, а конгломерато-брекчии
и конгломераты - в виде интенсивно тектонизированных тел вдоль ее верхней
границы, т.е. зоны по которой вероятно происходило перемещение пластин
Боксонского покровного комплекса.
На основании изложенного нойонулинская толща рассмотрена в работе как
тектонически ограниченная пластина, в ходе перемещения которой сформировался
олистостромовый комплекс - харагантинская толща с олистолитами, соответствующими
по составу породам пластины. Вывод о характере верхней границы карбонатно-обломочной
толщи сделан исходя из предположения, что источником обломочного материала
являлись породы боксонской серии. Таким образом, толща не может быть древнее
нижней части разреза боксонской серии.
Верхняя часть Боксонского покровного комплекса запада Боксон-Сархойской
зоны - доломитовая и существенно известняковая толщи, залегающие структурно
выше Нойонулинской пластины. Карбонатные породы охватывают диапазон от
венда до амгинского надъяруса среднего кембрия [Геология и метаморфизм
... , 1988 и др.].
В западной части Боксон-Сархойской зоны известен ряд разрезов, полно
изученных и охарактеризованных биостратиграфическими материалами. Это поздневендские
-нижнекембрийские доломитовые разрезы района р. Уха-Гол [Терлеев, Постников,
Карлова и др., 1998], содержащие в нижнекембрийской части горизонт хромитовых
песчаников [Осокин, Воюш, Очиров, 1990]. В бассейне р. Сархой находятся
стратотипический и другие известняковые разрезы нижнекембрийской хужиртайской
свиты [Додин, Журавлева, 1963; Волков, Далматов, Язмир, 1966; Семихатов,
Серебряков, 1967; Бутов, Далматов, 1977], в излучине р. Забит - стратотипические
местности преимущественно известняковых нюргатинской и хютенской свит нижнего
- среднего кембрия [Бутов, Далматов, 1977; Бутов, Далматов, Воронцова,
1979, Геология и метаморфизм ... , 1988].
Необходимо отметить, что все свиты боксонской серии, исключая хютенскую,
за пределами перечисленных районов картируются условно, поэтому внутреннее
строение венд-среднекембрийской боксонской серии остается не вполне ясным.
В связи с этим толща рассматривается и как единая стратиграфическая последовательность
от венда до среднего кембрия [Кузьмичев, 1990 Хераскова, Самыгин, 1992],
и как тектонически нарушенная с повторяемостью комплексов фауны в результате
сдваивания разреза [Терлеев, Постников, Гибшер, 1995].
В западной части Боксон-Сархойской зоны южнее границы Окинской зоны
в районе излучины р. Забит распространена мангатгольская свита, для которой
в этом районе установлен позднекембрийско-ордовикский возраст [Геология
и метаморфизм ... , 1988]. Положение в структуре мангатгольской свиты не
вполне ясно. В этом же районе по р. Ямата - левому притоку р. Забит и на
прилегающей территории в виде тектонически ограниченных фрагментов картируется
также яматинская свита. При изучении этих фрагментов выяснилось, что часть
из них состоит из эффузивов, туфов, пирокласто-тефроидных гравелитов (тефроидов),
соответствующих по составу породам сархойской серии. Другая часть - фрагменты
толщи, соответствующей типичному облику олистостромовой харагантинской
толщи неоавтохтона I. Присутствие чешуй, сложенных породами сархойской
серии в данном районе согласуется с интерпретацией северной части Боксон-Сархойской
зоны как синформной структуры с пологим южным и крутым нарушенным северным
крылом.
|
