Кирмасов А.Б. (1), Минина О.Р. (2)
МЕХАНИЗМЫ ФОРМИРОВАНИЯ МЕЛАНЖА В КАРБОНАТНЫХ ПОРОДАХ ЮКТОКОНСКОЙ СВИТЫ (УАКИТСКАЯ ЗОНА, СЕВЕРНОЕ ПРИБАЙКАЛЬЕ)
(1) Геологический факультет МГУ, Москва, e-mail: kirm@geophys.geol.msu.ru
(2) ФГУП ╚Бурятгеоцентр╩, Улан-Удэ, e-mail: uakit@burnet.ru
Уакитская зона располагается на восточной окраине т.н. Хамардабан-Баргузинского микроконтинента [2]. Возраст, формационная принадлежность, структурная эволюция осадочных толщ рассматриваемого сегмента складчатого пояса является ключевым моментом для построения корректной палеотектонической модели развития центральных районов Байкальской складчатой области. Традиционная схема стратиграфии Уакитской зоны предполагает преимущественное развитие рифейских и венд-кембрийских вулканогенно-осадочных и терригенно-карбонатных толщ. В последние годы, по результатам палинологического анализа (О.Р.Минина, 2000-2002, см. также [3]), предполагается, что значительная (подавляющая) часть осадочных образований имеет палеозойский (D-C) возраст, а в отложениях санской толщи обнаружена девонская макрофлора. В пределах Уакитской зоны были описаны образования фронтальных карбонатных олистостром [3], и в качестве одной из гипотез, объясняющих широкое распространение средне-позднепалеозойских палинокомплексов, в том числе в карбонатных кембрийских (?) отложениях, была выдвинута точка зрения о широком развитии на территории Уакитской зоны покровных образований и олистостром [3].
Юктоконская свита сложена толщей переслаивания доломитов
и доломитизированных известняков. Первая подсвита представлена глинистыми
и песчанистыми известняками, сменяющимися вверх по разрезу доломитами и
песчанистыми доломитами с водорослями (по Г.Л.Митрофанову, 1976). Вторая
подсвита сложена мощной пачкой ╚пестро╩ окрашенных карбонатных пород (доломитами,
мергелями, известняками). К третьей подсвите отнесены грубослоистые светло-серые
и белые доломиты, содержащие большое количество остатков водорослей и археоциат;
тонкослоистые, песчанистые и обломочные разности доломитов распространены
весьма незначительно. Четвертая подсвита сложена доломитами и известняками
с горизонтами черных битуминозных известняков, брекчий и конгломератов.
Карбонатные брекчии, в том числе крупноглыбовые, отмечаются преимущественно
в разрезе второй подсвиты юктоконской свиты. Возраст свиты считался ранне-среднекембрийским
на основании находок археоциат.
Карбонатные глыбовые образования описаны нами на юго-западном
и западном склонах г. Юктокон, в междуречье рр. Дулешма и Уакит, в р-не
Уакитского перевала.
Практически повсеместно ╚микститовый╩ комплекс располагается
внутри карбонатного разреза. Детальные структурные наблюдения, проведенные
на западном и северо-западном склоне г. Юктокон, в зоне Тале-Юктоконского
разлома (рис. 1, А), позволяют дать достаточно однозначную генетическую
интерпретацию этим образованиям.
На данном сегменте разлома поверхность сместителя круто
падает к северо-востоку (рис. 1, Б). Брекчированные, разбитые кварцевыми
и кварц-кальцитовыми жилами доломиты переходят восточнее к сильно тектонизированным
карбонатным сланцам, содержащим линзы милонитизированных долеритов и базальтов.
В грубослоистых доломитах фиксируются редкие стилолиты (диаграмма 1, рис.
1, Б), повсеместно отмечаются сопряженные кулисные системы полого падающих
к ЮЗ кварцевых и кварц-карбонатных жил (диаграмма 2, V1 на диаграмме 3,
рис. 1, Б). Зафиксированы также более поздние субвертикальные карцевые
жилы СВ простирания (V2, диаграмма 3, рис. 1, Б). Тектониты по карбонатным
породам представлены тонкосланцеватыми слюдисто-алевритистыми (╚мергелистыми╩)
доломитами. Сланцеватость сформирована ориентированным расположением в
породе слюдистых минералов (серицита), отмечаются субпараллельные сланцеватости
стилолиты. По ранней сланцеватости развит проникающий кливаж плойчастости
(диаграмма 4, рис. 1, Б). Долериты в зоне разлома преобразованы в полевошпат-
карбонат-хлоритовые сланцы с бластопорфирами актинолитизированных клинопироксенов
(аподолеритовые милониты). Образующие жильную полосчатость кальцитовые
жилы смяты в микроскладки вместе с милонитовой сланцеватостью, формируя
кливаж плойчатости (диаграмма 5, рис. 1, Б). В осевой части зоны тектонитов
в рассланцованный карбонатный матрикс погружены крупные сильно вытянутые
глыбы массивных или тонкослоистых доломитов размером до 3?10 м (рис. 1,
В). Помимо желтых слюдистых доломитовых сланцев, в матриксе отмечаются
линзы и прослои дресвяных и валунных брекчий с вытянутыми по сланцеватости
карбонатными обломками, имеющими характерные пламневидные окончания. В
тенях давления обломков зафиксированы волокнистые карбонатные жилы и каймы
обрастания, нередко сопряженные со стилолитоподобными зонами растворения.
На окончаниях крупных глыб доломитов наблюдаются смятые в птигматитовые
складки кальцитовые жилы. В восточном блоке разорванные, будинированные
прослои черных углеродистых доломитов смяты в складки и разбиты кальцитовыми
жилами, в т.ч. вторично деформированными (рис. 1, Г). Мощность зоны разлома
вкрест простирания не превышает ста метров.
|
Рисунок 1. Карбонатный меланж Уакитской зоны, Северное Прибайкалье. А - геологическая схема Уакит-Юктоконского водораздела: 1, 2 - юктоконская свита: 1 - доломиты, в т.ч. водорослевые, тонко- и грубослоистые (поздний девон?), 2 - археоциатовые известняки √ крупный олистолит (?); 3 - зоны карбонатного меланжа; 4 - габброиды бирамьинского комплекса (девон?); 5-7 - разрывные нарушения: 5 - надвиги и взбросо-надвиги, 6 - взбросы; 7 - сдвиги; 8 - участок детальных исследований (рис. 1, Б). Б - структурная схема зоны Тале-Юктоконского разлома: 1-5 - доломиты: 1 - серые окремнелые грубослоистые, 2 - серые тонкослоистые, 3 - черные битуминозные, 4 √ водорослевые, 5 √ брекчированные; 6 - тектониты по глинистым доломитам (филлониты), 7 - глыбовый карбонатный меланж; 8 √ граносиениты; 9 - бластомилониты по габброидам и базальтоидам; 10 - разрывные нарушения (а - достоверные, б - предполагаемые); 11 - элементы залегания (а - слоистости, б - сланцеватости (рассланцевания и полосчатости), в - кливажа плойчатости по сланцеватости); 12 - элементы залегания отдельности; 13 - линия разреза (рис. 1, В). На сферических диаграммах в проекции на верхнюю полусферу показаны ориентировки структурных элементов и осей сжатия - растяжения (пояснения в тексте). В - фрагмент разреза через зону меланжа: 1, 2 - глыбы серых грубослоистых (1) и темных битуминозных тонкослоистых (2) доломитов; 3, 4 √карбонатные брекчии валунные (3) и дресвяные (4); 5 - филлониты. Г - прослой черных битуминозных доломитов, погруженный в тектонизированный матрикс глинистых доломитов; прослой смят в складку, будинирован, разбит кварц-карбонатными, в т.ч. деформированными, жилами. |
Предполагается, что карбонатные глыбовые брекчии представляют собой зону тектонитов √ карбонатного меланжа, сформировавшегося при прогрессирующей деформации ╚мергелистого╩ интервала разреза юктоконской свиты (вторая подсвита). Наблюдения над распределением минеральных жил внутри карбонатного массива юго-западнее зоны разлома показывают, что деформация грубослоистых доломитов протекала в обстановке СЗ-ЮВ сжатия за счет образования минеральных жил, концентрирующихся в отстоящих друг от друга на расстоянии нескольких сотен метров зонах. В приразломной зоне в толще доломитов отмечено общее увеличение количества минеральных жил, участки и зоны скопления которых маркируют границы крупных блоков. Толща переслаивания доломитов и глинистых (╚мергелистых╩) доломитов выступает в качестве поверхности внутриформационного срыва, по которому осуществлялось перемещение крупных карбонатных пластин. Тектонические линзы аподолеритовых милонитов сформировались при деформации даек и силлов небольшой мощности, будинированных и раздавленных в зоне надвига. По данным петроструктурного анализа, деформация карбонатов характеризуется регрессивной направленностью: дробление и рекристаллизация зерен карбонатов в зоне разлома, возникающие при высоких скоростях деформации, сменяются более ╚медленными╩ деформационно-химическими процессами растворения под давлением.
Сланцеватость в матриксе ориентирована под острым углом к общему простиранию зоны: по всей вероятности, это связано с правосдвиговой кинематикой перемещения по разрыву. Кливаж плойчатости в тектонитах, сопряженные кулисные минеральные жилы и редкие стилолиты в грубослоистых доломитах образуют структурный парагенез, сформировавшийся в механической обстановке СЗ-ЮВ сжатия (диаграммы 1, 2, 4, 5, рис. 1, Б). Представляются непротиворечивыми два варианта развития зоны карбонатного меланжа: (1) наложенные деформационные структуры и текстуры в тектонитах, зоны кулисных жил в доломитах образовались на поздней стадии развития внутриформационного срыва при субгоризонтальном положении сместителя, впоследствие вторично деформированного, и имеющего в современной структуре крутое падение к СВ; (2) формирование структурного парагенеза происходит при ╚отмирании╩ разрыва, но в единой механической обстановке СЗ-ЮВ сжатия.
Вторая подсвита юктоконской свиты содержит горизонты и линзы карбонатных, в том числе глыбовых брекчий, размер обломков в которых не превышает 1-2 м, обычно первые см √ перовые десятки см. Наиболее крупные, размером первые м √ первые десятки м, глыбы приурочены к зонам разрывных нарушений √ меланжа, образовавшегося при деформации толщи переслаивания глинистых доломитов и битуминозных доломитов. В теле меланжа, помимо крупных будин и линз, также отмечаются мономиктовые, существенно карбонатные, валунные и дресвяные брекчии. Как показывают наблюдения, эти образования в ряде случаев могут быть отнесены как к деформированным в зоне разлома первично осадочным образованиям, так и к тектонитам, развитым по пачкам тонкого переслаивания глинисто-алевритистых (╚мергелистых╩) и битуминозных пелитоморфных доломитов.
Если считать, что ╚олистострома √ это микститы, в которых чужеродные глыбы погружены в матрикс осадочного происхождения╩ [1], то один из определяющих признаков (чужеродности) для этих карбонатных мономиктовых брекчий отсутствует. Карбонатные ╚микститы╩, по крайней мере в северной, приводораздельной части Южно-Муйского хребта (рис. 1, А) интерпретируются как зоны внутриформационного карбонатного меланжа, развитого по ╚мергелистому╩ интервалу разреза юктоконской свиты и содержащему линзы и прослои карбонатных брекчий. Структурное положение меланжа определяется внутриформационными срывами, возможно, вторично деформированными в сдвиговых или сдвиго-надвиговых зонах. Таким образом, карбонатные крупноглыбовые ╚микститы╩ зон приразломных тектонитов, не являясь олистостромами, не могут привлекаться для обоснования девонского возраста юктоконской свиты, в которой палинокомплексы и водоросли распространены по всему разрезу. По-видимому, ╚микститами╩ √ олистостромами можно считать только образования т.н. третьей подсвиты, в которой блоки пород с археоциатами погружены в карбонатный матрикс девонского возраста.
Литература
1. Геологическое картирование хаотических комплексов.
М., 1992. 230 с.
2. Гусев Г.С., Хаин В.Е. О соотношениях Байкало-Витимского,
Алдано-Станового и Монголо-Охотского террейнов (юг Средней Сибири) // Геотектоника,
1995, ╧ 5, с. 68-82.
3. Клочко А.А., Кирмасов А.Б., Минина О.Р. Элементы покровной
структуры и олистостромы Уакитской зоны Прибайкалья // Современные вопросы
геотектоники. М.: Научный мир, 2001. С. 113-116.