Тектонофизические критерии прогноза оруденения Верхоянской сереброносной провинции

Актуальность исследований. Верхоянская сереброносная провинция выделена по результатам геолого-поисковых работ последнего десятилетия. После распада СССР ряд основных серебродобывающих районов остался за пределами Российской Федерации, что привлекло внимание к малоизученным потенциально перспективным территориям. В целом, серебряное оруденение в Якутии изучено еще слабо. Нет достаточно четкой характеристики геолого-промышленных типов месторождений серебра, критериев их формационного расчленения, недостаточно разработаны вопросы источника серебра, не обоснованы факторы скопления или рассеяния оруденения. Экономическая оценка большинства объектов находится на уровне рудных точек и рудопроявлений.

Параллельно с неудовлетворительной экономической оценкой рудных объектов металлогенический прогноз до настоящего времени базируется на типизации месторождений по геолого-промышленным типам. Роль тектоники сводится либо к морфологическому описанию структур рудных полей, либо к построению моделей рудообразования в рамках глобальных геотектонических концепций. Вместе с тем, накапливаются материалы, свидетельствующие о том, что концентрации ряда полезных ископаемых достаточно строго приурочены к определенным тектоническим элементам. В этом случае применение методов структурного и тектонофизического анализа на конкретном региональном примере весьма актуально для понимания связей процессов деформации и рудогенеза, что позволяет рассматривать тектонику в качестве одного из главных факторов количественного прогнозирования.

Результаты исследований позволяют выработать ряд критериев для поисков месторождений серебра, приобретающих все большее значение как в Верхоянье, так и в других рудных провинциях.

Дели и задачи исследования. Целью работы является определение закономерностей размещения оруденения в зонах динамического влияния разломов для прогнозирования и поисков месторождений цветных и благородных металлов разного возраста и генезиса.

Для достижения поставленной цели были сформулированы и решены следующие задачи:

— детальные структурные и тектонофизические исследования зон разломов и приуроченности к ним рудных тел;

— корреляция деформационных событий в разных структурно-формационных зонах Верхоянья на основе детальных исследований зон разломов и их обрамления;

— выделение региональных этапов деформирования на основе корреляции деформационных событий в разных структурно-формационных зонах;

— классификация разновозрастных структур месторождений на основе выделенных этапов деформаций;

— выделение рудно-структурных парагенезов и установление тектонофизической иерархии рудоконтролирующих структур.

Для решения поставленных задач, кроме традиционных геологических методов, использовались методы кинематического и структурно-парагенетического анализовбыли привлечены данные минералого-геохимических исследований руд и изотопного состава элементов.

Фактический материал. В основу диссертационной работы положены материалы, собранные автором во время полевых исследований в 1997;2002 годах в Верхоянье в составе полевых подразделений ГУГГП «Янгеология». Материал представлен в виде схем геологического строения отдельных (10-и) месторождений, разрезов, колонок и диаграмм, составленных на основе массовых замеров плоскостных (слоистость, кливаж, жилы, трещины) и линейных (около 1000 замеров векторов перемещений вдоль борозд и зеркал скольжения) элементов структуры. Проведено петрографическое (более 300 шлифов), структурное (более 100 шлифов) и петрофизическое (12 образцов) изучение пород. В работе учтены литературные и фондовые материалы по исследуемому региону.

Научная новизна. Впервые для данной территории проведен комплекс структурных и тектонофизических исследований, позволяющий выделить и охарактеризовать три региональных этапа деформаций Верхоянского складчато-надвигового пояса в позднем мезозое. На основе новых данных скорректирована схема возрастной и геодинамической принадлежности месторождений Верхоянской сереброносной провинции. Показано, что все месторождения сформированы на разных этапах под влиянием полей напряжений разных рангов — региональных 1 ранга (поперечное сжатие складчато-надвигового пояса), мезорегионального (поля напряжений внутри разломных зон) и локальных полей, непосредственно влиявших на концентрацию оруденения. Установлена ведущая роль сдвиговых дислокаций в формировании структур месторождений, закономерностях рудолокализации и путях переноса рудного вещества. Рассмотрение рудных тел как собственных членов структурных парагенезов зон динамического влияния разломов позволило впервые использовать количественные характеристики инфраструктуры разломных зон в целях прогнозирования масштабов оруденения. В рамках развития представлений о неоднородной иерархически построенной геологической среде, в качестве одного из принципов металлогенического районирования предложена тектонофизическая иерархия рудоконтролирующих структур.

Практическая значимость. Полученные данные могут быть использованы при проведении геологических съемок разных масштабов, поисковых и поисково-оценочных работах на месторождениях. Практическое значение выделения региональных этапов деформаций определяется возможностью их использования при разработке легенд к геологическим картам нового поколения масштаба 1: 200 ООО и 1: 1000 000. Использование новых геологических данных, полученных при структурно-тектонофизических исследованиях на месторождениях, позволяет уточнить механизм формирования их структуры, что может принести экономический эффект за счет увязки рудных пересечений по отдельным горным и буровым выработкам. Применение методов изучения инфраструктуры разломных зон в целях количественного прогноза масштабов оруденения (контуров рудных полей, вертикальной и горизонтальной протяженности рудных тел, их морфологии) позволяет существенно расширить возможности объемного прогноза запасов оруденения. Предложенная тектонофизическая иерархия рудоконтролирующих структур позволит также оптимизировать прогнозно-металлогенические и поисково-разведочные работы.

Апробация работы. Различные аспекты работы докладывались на днях научного творчества студентов геологического факультета МГУ (Москва, 1998, 1999), Международной конференции молодых ученых и аспирантов «Ломоносов-2001» (Москва, 2001), молодежных конференциях Тектонического Общества России (Москва, 2001, 2002). Материалы по геологии месторождения Прогноз отражены в последнем поисково-оценочном отчете по месторождению за 2001 г. с предоставлением в РКЗ. В целом по теме диссертации опубликовано 5 и находится в печати 1 работа.

Структура и объем работы. Диссертация объемом 170 страниц машинописного текста состоит из введения пяти глав и заключения, содержит иллюстрации в виде 57 рисунков (в том числе 16 фотграфий) и 6 таблиц. Список использованной литературы включает 91 наименование.

3.3. Выводы.

Месторождения Верхоянской сереброносной провинции формировались в условиях относительно небольших литостатических давлений и малых температур. При указанных термодинамических условиях механизм хрупкого разрушения пород преобладает над пластическим течением, что приводит к образованию разветвленной сети разрывных нарушений, в пределах которых отложение рудной минерализации связано, по-видимому, в первую очередь с резкими перепадами давления и температуры. Накопление минерального вещества происходит в основном в результате выполнения открытых полостей и протекает наиболее интенсивно в тектонически ослабленных и разгруженных зонах, сопровождающих рудоконтролирующие разрывные нарушения. Химические факторы не играли значительной роли в процессе рудообразования на рассмотренных месторождениях, сложенных близкими по составу породами. Поэтому именно тектонофизические факторы играют главенствующую роль в определении благоприятности того или иного участка геологической площади для миграции гидротермальных растворов и локализации оруденения.

Анализ фактического материала по структурной позиции месторождений Верхоянской сереброносной провинции, показывает, что для значительной части рудных полей типично преобладающее развитие трех систем разрывных нарушений следующих направлений: субмеридионального (340−350°), северо-западного (290−310°) и северовосточного (60−70 °). Серебряное оруденение в пределах изученных месторождений приурочено к разрывным нарушениям всех трех систем и узлам их пересечения, что свидетельствует об участии их в процессах рудообразования.

Геометрия верхоянской системы разломов во многом определяется структурами, сформированными на восточной окраине Сибирской платформы в результате девонского рифтогенеза. Эти разломы представляют собой недоразвитые ветви трехлучевой рифтовой системы, погребенной под верхоянским комплексом, продолжение которой устанавливается на востоке Сибирской платформы на основе буровых и геофизических данных. На конседиментационном этапе развития области разломы верхоянской системы разделяли разнофациальные отложения пассивной континентальной окраины, которые в дальнейшем предопределили сегментацию Верхоянского складчато-надвигового пояса [Парфенов, 1985].

Таким образом, особенностью позднемезозойского напряженно-деформированного состояния Верхоянья является наличие древних тектонических нарушений и унаследованность их развития в новых полях напряжений в процессе коллизионных событий в конце поздней юры — неокоме на восточной окраине Сибирской платформы. Здесь возможны два предельных случая дальнейшего формирования разломной структуры рассматриваемого региона. Если имеющиеся разрывы удовлетворяют действующему полю напряжений, то продолжается их унаследованное развитие. В случае неудовлетворительного расположения древних тектонических нарушений в возникшем поле напряжений, они играют роль неоднородностей, оказывающих пассивное влияние на заложение и развитие активных разрывных зон.

Итак, формирование основных региональных систем разломов Верхоянья находится в прямой зависимости от тех или иных геодинамических процессов, которые происходили на погруженной окраине Сибирской платформы.

Глава 4.

Деформационные структуры и тектоническое развитие Верхоянского складчато-надвигового пояса.

С точки зрения современной геодинамики рассмотрение строения каждого конкретного разлома позволяет получить дополнительные критерии для расшифровки истории развития региона. Структурные методы — неотъемлемая часть такого исследования, призванная решать вопросы перемещения фрагментов литосферы. Изучение направления смещения горных пород в земной коре приобрело особую актуальность в связи с развитием идей мобилизма. Разломная тектоника стала рассматриваться как один из наиболее важных индикаторов геодинамических обстановок.

Изучение главных систем разломов в пределах Верхояно-Колымской области впервые позволило Гусеву Г. С. [Гусев, 1979] произвести кинематическое районирование территории и, в частности, выделить Верхоянский динамический район: «Сопряженные левые и правые сдвиги и дуговые надвиги Верхоянской системы разломов находятся в хорошем динамическом соответствии со складчатыми структурами, ориентированными в субмеридиональном направлении» и образующими в плане прямой угол с направлением максимального сжатия.

Однако, более поздними наблюдениями установлено, что сдвиги смещают оси складок и надвиги и являются наиболее поздними деформационными структурами позднемелового возраста. Детальные структурные исследования [Парфенов, 1988; Оксман, 1989; Прокопьев, 1989], проведенные в последнее десятилетие в пределах Хараулахского и Сетте-Дабанского сегментов Верхоянского пояса, выявили неоднократное проявление деформаций (от двух до шести этапов регионального сжатия) в породах верхоянского комплекса с образованием сложных систем разновозрастной складчатости и разрывных структур.

Ниже излагаются новые результаты, полученные в процессе структурных исследований, которые позволяют значительно детализировать геодинамическую историю мезозоя Верхоянья.

4.1. Корреляция деформационных событий, зафиксированных в структурах месторождений Верхоянской сереброносной провинции.

На основании структурных исследований, проведенных в рудных районах Верхоянья, может быть создана временная шкала деформационных событий и сопоставлены деформационные планы, зафиксированные в различных частях региональной структуры. Результаты корреляции этапов деформаций в пределах каждого месторождения приведены на рис. 35. Устанавливается несколько деформационных событий, рассматривать которые удобнее от молодых к древним.

В пределах всех месторождений закартированы диагональные по отношению к складчатости хрупкие разрывы — левые и правые сдвиги, принадлежащие, соответственно, Собопольской и Северо-Тирехтяхской разрывным системам. Сдвиги образуют сопряженную динамопару северо-восточного и северо-западного простираний и образуют парагенезы с отдельными оперяющими взбросами, сбросами и интрузивными телами гранитоидов, с которыми устанавливается парагенетическая связь оруденения месторождений Прогноз, Хосское, Атыр-Мога. Эти сдвиги довольно индифферентны к более ранней складчато-надвиговой структуре и простиранию структурно-формационных зон Верхоянья. Сдвиги диагональны к оси Верхоянского складчато-надвигового пояса и возникли на заключительном этапе D3 его формирования в обстановке субширотного сжатия в конце мела.

Промежуточное положение между деформационными событиями D3 и Di (верхоянская фаза складчатости) занимают структуры и структурные парагенезы, зафиксированные на месторождениях Аркачан и Мангазейское. С одной стороны, на месторождениях установлен пострудный характер разломов Собопольской и Северо-Тирехтяхской разрывных системони смещают субмеридиональные разрывные нарушения Восточно-Орулганской (м-е Аркачан) и Восточно-Верхоянской (м-е Мангазейское) системы разломов. В процессе наших исследований неоднократно отмечалось наличие сдвиговой кинематики у продольных разрывных нарушений. С другой стороны, соскладчатые шарьяжно-надвиговые структуры рассечены системой субмеридиональных крутопадающих сдвигов, сгруппированных в зоны скалывания (shear zone). Реже наблюдается трансформация более ранних соскладчатых взбросов и надвигов в нарушения с комбинированной транспрессионной и транстенссионной кинематикой в условиях правого сдвига.

Хрупко-пластичные (brittle-ductile shear zone) зоны скалывания сходные с обычными разломами, представляют собой зоны интенсивного смятия и дробления пород мощностью до нескольких метров, субпараллельные кливажу. Зоны смятия — протяженные и неоднородные по своему строению зоны интенсивно деформированных пород, сменяющихся по латерали полями развития слабо деформированных пород. Реже они выражены зонами сгущения ложного кливажа мощностью первые десятки метров. Эти разрывы не имеют резких ограничений и, будучи практически повсеместно конформными кливажу, постепенно сливаются с ним. Типичен специфический набор структурных элементов (ложный кливаж, вязкие разрывы, кулисные складки), образующий в совокупности динамометаморфический структурный парагенезис. Это позволяет выделить этап Бг, возможно, связанный с продольным перераспределением вещества в условиях правого сдвига.

Этот этап деформаций Э2 отмечен локально, поэтому вопрос о региональности его проявления остается открытым. Но при суммировании имеющихся структурных данных и проводимой на их основе корреляции деформационных событий можно с большой долей достоверности утверждать, что структурные парагенезы этого этапа деформаций могли образоваться в обстановке ВСВ-ЗЮЗ сжатия, ориентированного под острым углом к простиранию верхоянской складчатости.

Изучение на месторождениях внутренней структуры рудовмещающих пород позволило выделить этап формирования региональной складчатости Бь Породы смяты в коробчатые и гребневидные складки, осложненные мелкой складчатостью высокого порядка.

Основную особенность пликативных структур Верхоянья составляет их концентрический характер, т. е. в подавляющем большинстве складок мощности деформируемых пластов сохраняются неизменными. Это подтверждается не только непосредственными наблюдениями над небольшими хорошо обнаженными дислокациями, но прежде всего результатами многолетних съемочных работ.

Морфологические и кинематические особенности пликативных дислокаций хорошо изучены И. М. Сборщиковым [Сборщиков, 1968; 1972]. Им также обосновано существование региональной поверхности срыва, приуроченой к отложениям средне-верхнего девона содержащим горизонты гипсов и ангидритов. В осевой части Орулганского сегмента известны гипс-ангидритовые штоки с фрагментами девонских известняков с фауной беспозвоночных [Сборщиков, 1972].

Петроструктурному изучению было подвергнуто две антиклинальных складки в бассейне р. Аркачан. Первая из них образована в породах деленжинской свиты в пределах Эндыбальской крутопадающей моноклинали и располагается в каньоне р. Эндыбал (рис. 36). Вторая складка образована в компетентном песчаниковом прослое в породах кыгылтасской свиты в ядре Лево-Аркачанской антиклинали и располагается в верховье р. Дябханя. В.

Рис. 36. Складка концентрического строения в породах деленжинской свиты (на фотографии) и схематический профиль с положением мест отбора образцов, где Ф-п номер образца, м — мощность пласта, из которого отбирался образец, — степень деформации (соотношение длинной и короткой осей эллипса). Условные обозначения: 1 — алевролиты, 2 — песчаники, 3 — глинистые песчаники. целом, несмотря на разные размеры складок, морфология их идентична: резкая флексурообразная антиклиналь и сопряженная с ней открытая пологоволнистая синклиналь.

Для петроструктурных исследований отбирались ориентированные образцы, повсюду привязанные к поверхностям напластования. В качестве оси b принималась ось складки, большей частью совпадающая с простиранием слоя. Ось, а располагалась по падению или восстанию слоя. Ось с перпендикулярна, а и Ь. Ориентированные шлифы изготовлялись в плоскостях ас и be.

В серии ориентированных образцов, отобранных в различных частях складок, производилась оценка деформации методом Фрая [Fry, 1979; 1999]- в результате установление автономное состояние деформируемых слоев. Величины осевых соотношений эллипсоидов деформаций измеряемые по обломкам кварца в массивных песчаниках колеблются от 1,5 до 2,6, тогда как величина деформации, измеренная в песчаниках глинистого состава оценивается в 1,5−1,8. То есть даже в соседних слоях различные по составу песчаники деформируются различным образом. Это говорит о преобладающем влиянии не складчатости, а послойного скольжения. В этом случае силы сцепления внутри слоев несоизмеримо больше, чем между слоями, соответственно отличаются и напряжения.

Зеленосланцевый метаморфизм подчеркивает элементы слоистости, которая трансформируется в послойную сланцеватость. Под микроскопом устанавливается, что алевролиты и глинистые сланцы полностью перекристаллизованы с новообразованием серицита, альбита, кварца, биотита. В большинстве случаев ориентировки слоистости и сланцеватости практически совпадают, и наблюдается субпослойная сланцеватость (фото № 12 и № 13), которая свидетельствует о существенной роли метаморфических преобразований пород в процессах складкообразования. Реже сланцеватость и слоистость пород пересекаются под значительными углами и образуются структуры срезания слоистости, сместитель которых не выходит на дневную поверхность, затухая на границе облегченного скольжения слоев.

Кинематический анализ структур срезания слоистости свидетельствует, что перемещения вдоль внутриформационных надвигов происходило в юго-западном направлении. Но перераспределение вещества происходило не только путем послойного скольжения вдоль слоистости, но и от пласта к пласту (поперек слоистости) вдоль плоскостей кливажа (фото № 14). На отдельных участках устанавливаются «перемычки», сложенные песчаниками, которые соединяют смежные песчаные пласты, рассекая разделяющие их алевролиты. Эти «перемычки» всегда ориентированы параллельно кливажу и сопровождают песчаные пласты с изменяющейся по простиранию мощностью. Их.

Фото № 12. Микросланцеватость. Микрофотография шлифа ЭН*&Кварцево-слюдистые филлитовидные сланцы. Кыгылтасская свита: Месторождение Мангазейское, р: Сирелендже: УвеличениеЗ, яиколи +.

Фото № 13. Сланцеватость. Микрофотография шлифа КН-2. Кварцево-слюдистые филлитовидные сланцы. Кыгылтасская свита. Месторождение Мангазейское, р. Эндыбал. Увеличение 3, николи +.

Фото № 14. Соотношение кливажа (32) и субпослойной сланцеватости (Б, = 80). Микрофотография шлифа КН-2. Кварц-хлорит-серицитовый сланец. Эчийская свита. Месторождение Мангазейское, р. Эндыбал. Увеличение 3, николи + 7.

Фото № 15. Соотношение кливажа (S2) и субпослойной сланцеватости (St = S0). Микрофотография шлифа К-1. Кварц-хлорит-серицитовый сланец. Эчийская свита. Месторождение Мангазейское, р. Эндыбал. Увеличение 3, николи + образование следует связывать с дифференцированным движениями вдоль кливажных плоскостей (фото № 15), о чем свидетельствует волокнистый габитус слагающих их минералов, причем волокнистые минералы в этих структурах ориентируются субпараллельно поверхностям кливажа. Растворение под давлением кварца характеризуется температурным интервалом до 400 °C, т. е. не выше температур, свойственных начальной степени зеленосланцевого метаморфизма.

Таким образом, структурно-парагенетический подход к изучению отдельных складок Западного Верхоянья позволяет выделить деформационно-химические (кливаж + кварцевые жилы) и деформационно-метаморфические структуры и текстуры (сланцеватость, полосчатость), обусловленные единым полем тектонических напряжений. В связи с этим, восстановленное динамическим (плоскость кливажа как нормаль к аз), кинематическим (по сопряженным взбросам) и стереогеометрическим (осевые поверхности складок как нормаль к аз) методами общее сжатие СВ-ЮЗ ориентировки в пределах всех месторождений, в равной мере может быть отнесено к большей части Верхоянского пояса.

Эти примеры выделения этапов деформаций закладывают новую основу для палегеодинамических реконструкций и изменяют существующие представления не только о структурных особенностях рассматриваемого региона, но и об истории его развития.

4.2. Основные этапы тектонических деформаций.

Доминирующим мотивом структурообразования в Верхоянье является составляющая коллизионного сжатия, в которой находится ключ к пониманию процессов разломообразования, происходивших при столкновении Северо-Азиатского кратона с Колымо-Омолонским террейном. Однако эти деформации практически полностью преобразуют структуры предшествующих обстановок, что в значительной мере ограничивает возможности кинематического анализа в исследованиях более ранних покровно-складчатых структур для палеогеодинамических реконструкций доколлизионных этапов.

Этап Р" проявились во всех структурно-вещественных комплексах в виде серии складок, картируемых при прослеживании литологических разностей и стратиграфических подразделений.

Сложно построенное антиклинальное сооружение неоднородно по своему строению (рис. 37). Вдоль западного краевого шва, во фронтальной части складчато-надвигового пояса, наблюдается зона наиболее напряженной складчатости. Сложные, как правило, крутые, наклонные, резко запрокинутые на запад складки, взбросы и надвиги — вот типичные структуры этой зоны. Бе восточным ограничением является Центрально-Верхоянский разлом, западнее которого прослеживаются магнитные и гравитационные аномалии, свойственные Сибирской платформе, восточнее же аномалии такого типа исчезают. Этот разлом одновременно является осевой линией, в зоне которой плоскости регионального кливажа падают вертикально, в то время как западнее они падают на восток, а восточнее — на запад.

В осевой части и на восточном крыле Западно-Верхоянского антиклинория характер дислокаций значительно изменяется. В его пределах огромным распространением пользуются очень пологие, спокойного облика, плавно изогнутые структуры, разделенные участками моноклинально круто залегающих пород.

Региональные флексуры представляют собой ступени, в пределах которых зеркало складчатости находится примерно на одном уровне. Первая ступень характеризуется выходами на поверхность преимущественно каменноугольных отложений. Она отделена от второй довольно четким уступом — Турбалахской флексурой, восточнее которой развиты преимущественно пермские отложения. Вторая ступень отделена от третьей не менее четким уступом — Эндыбальской флексурой, к востоку, от которой развиты в основном мезозойские породы.

Весьма отчетлива зависимость характера складчатости от глубины эрозионного среза. Для районов преимущественного распространения каменноугольных отложений, обычны узкие гребневидные антиклинали, разделенные широкими слабоволнистыми синклиналями. В районах распространения пермских отложений складки приобретают синусоидальный облик. В Сартангском синклинории, где появляются триасовые и юрские отложения, синклинали имеют щелевидный облик. Они разделены широкими пологими антиклиналями. Изменение морфологии концентрической складчатости, в зависимости от эрозионного среза, отражает погружение региональной поверхности срыва в основании осадочного комплекса [Парфенов, 1985].

Именно своеобразие этого участка (составляющего большую часть антиклинория) всегда лежало в основе представлений обо всей складчатой структуре Верхоянья. Материалы А. И. Некрасова [Некрасов, 1996] и Ю. С. Сафонова [Сафонов, 1978], полученные при геологическом картировании масштаба 1: 50 ООО легли в основу геометрического анализа складчатости восточного крыла Куранахского антиклинория и диагностики механизмов ее образования путем сравнения природной складчатости с основными экспериментальными моделями [Яковлев, 1997] (рис. 38). зона фронтальных складок — взбросов зона чешуйчатых надвигов зона дуплексов.

—-У-" -Г—->

II I, I.

Рис. 37. Генерализованный геологический профиль через Куранахский сегмент Верхоянского складчато-надвигового пояса [Прокопьев, 1996].

Восточное крыло Куранахского антиклинория — Сартангский синклинорий.

Ах.

160 140 120 100.

20 * * ¦ и* ¦. ¦ !¦ | ¦ «•.

0.2 0,4 0.6 0,8.

Диаграмма I.

Еп * * ¦ У ¦ г! гд ил.

0,2 0,4 0,6 0,8 1.

Диаграмма II.

•30 О 30 80.

Диаграмма Ш.

Рис. 38. Диаграммы рассеивания структурных признаков верхоянской складчатости.

Ах — наклон осевых поверхностей складок, Еп — наклон зеркала складок, БЬ — размер сокращения.

КЫГЫЛТАССКАЯ.

ПЛАСТИНА «и, а «я 3 н 4.

Кыгылтасская 2 3.

3 о, антиклиналь и,.

ЭНДЫБАЛЬСКАЯ ПЛАСТИНА.

Сутаньинская синклиналь.

Эндыбальская антиклиналь.

ЕРГЕННЕХ-КЮНКЮНЮРСКАЯ.

ПЛАСТИНА § о ч.

8 Ергеннехская синклиналь.

О 100 200км I.

Рис. 39. Геологический разрез через участок сочленения Куранахского антиклинория и Сартангского синклинория. Распределение деформаций в Эндыбальской пластине. (Цифры соответствуют величине отношения осей эллипсоида деформации в плоскости совпадающей с плоскостью разреза.).

Для характеристики природной складчатости нами было исследовано 180 доменов. Все домены были охарактеризованы тремя структурными признаками: наклон осевых поверхностей (Ах), наклон зеркала складок (En), размер сокращения складок (Sh). Углы наклона для структур Верхоянья отсчитывались от горизонтальной линии, проведенной от точки измерения в западном направлении.

На диаграмме I (наклон осевых поверхностей — размер сокращения складок) начальные стадии деформации соответствуют стартовой точке (90- 1). Домены с максимально развитой складчатостью этой серии находятся в районе 90 и 0.6. В дальнейшем намечается раздвоение складкообразующего процесса. Ареалы смещаются в стороны как увеличения углов наклона осевых поверхностей до 140, так и уменьшением до 65 при размере сокращения достигающем 0.17.

На диаграмме П (наклон зеркала складок — размер сокращения складок) также наблюдается последовательное продвижение ареалов от стартовой точки к области наиболее развитой морфологии: сокращение складок 0.17 и наклоны зеркала складок от 10 до -30. При этом наибольший разброс замеров зеркала складок от -88 до 77 соответствует интервалу размера складок от 0.6 до 0.35.

На диаграмме III (наклон осевых поверхностей — наклон зеркала складок) хорошо видна тенденция значительного отставания изменений наклона осевых поверхностей складок от 50 до -30 по сравнению с вариациями наклона зеркала складок от -88 до 70. При этом линия тренда не соответствует главной диагонали диаграммы механизма адвекции (А). С другой стороны намечается направление развития принадвиговой (П) складчатости.

Главный вывод, основанный на результатах проведенных исследований, заключается в принятии в качестве основного механизма формирования складчатости — общего поперечного укорочения складчатого сооружения. В качестве дополнительного механизма, действовавшего вблизи крупных разломов, привлекается механизм дуплексного складкообразования. Этот же механизм проявился в пределах региональных флексур.

Эти и другие факты можно объяснить, если представить район исследований в виде серии шарьяжно-дуплексных пластин. В качестве примера (рис. 39) можно рассмотреть одну из них — Эндыбальскую структуру, которая объединяет одноименную антиклиналь и Сутаньинскую синклиналь. Базальный срыв предполагается в низах кыгылтасской свиты, где зарождается большинство складчатых структур исследуемого района. Западнее подошвенный надвиг дуплексной пластины смыкается с зоной Кыгылтасского разлома и является кровельным надвигом для расположенной западнее Кыгылтасской пластины.

Восточным ограничением пластины является кровельный надвиг, приуроченный к зоне Нюектаминского разлома, где закартирована серия надвигов амплитудой до 1.5 км.

В серии разрезов через Эндыбальскую структуру (рис. 39), на которых вскрыты ядро и ее восточное крыло, производилась оценка деформаций [Fry, 1979; 1999] в породах одного из маркирующих горизонтов хорокытской свиты. Несмотря на то, что усложнение складчатости отмечается ближе к ядру, величина деформированности горных пород растет в обратном направлении. Во внутренних частях пластины элипсоид деформации близок к сфере и Rxz не превышает 1,0−1,3. По мере перехода к восточному крылу, в виде крутопадающей моноклинали, увеличивается степень динамометаморфической переработки пород, и растет величина деформации Rxz, достигающая 2−2,8. Это позволяет рассматривать Эндыбальскую флексуру, ограниченную с запада (в подошве) и с востока (в кровле) надвигами, как «смыкающий» рамп. Кровельный надвиг Эндыбальской дуплексной пластины является подошвенным надвигом для расположенной восточнее Ергеннех-Кюнюонюрской пластины и предполагается в глинистых толщах нижнего триаса.

Слои внутри дуплексных пластин, как правило, локализуются в виде пары антиклиналь-синклиналь, смятых по концентрическому закону. При простом, чисто геометрическом продолжении таких складок вверх или вниз они должны обязательно затухать. Для проецирования поверхностной складчатой структуры на глубину использовался баск (busk) — метод [Ярошевский, 1981] (в русскоязычной литературе известен как метод Вебера В.Н.). Результаты обработки геологических разрезов названным методом свидетельствуют о наличии региональных поверхностей срыва внутри верхоянского комплекса, приуроченные к глинистым толщам нижней юры, нижнего триаса и породам эчийской свиты раннепермского возраста.

Определение параметров установленных дуплексных пластин (таблица № 4), таких как мощность (ш), ширина трапеции (и), длина кровельного надвига (1) и расстояние между кровельным и подошвенным надвигами (s), позволяет судить о морфологии дуплексов [Contreras, Suter, 1997] и прогнозировать ее изменение вкрест простирания складчато-надвигового пояса. Так, выделенные структуры в зоне сочленения Куранахского антиклинория и Сартангского синклинория: Кыгылтасская, Эндыбальская и Ергеннех-Кюнюонюрская пластины группируются в поле R3 на кинематической диаграмме (рис. 40). Увеличение ширины трапеции дуплексных структур в восточном направлении при незначительном изменении мощности пластин приведет к расширению антиклиналей на поперечном профиле и сокращению синклиналейфиг. R2. В этом случае величина перемещения пластин значительно превышает расстояния между кровельным и.

Kinematic model for duplex formation [Contreras, Suter 1997J dS.

A-fl.

R3 m ay.

Av.

Representative Structures В le^z r3 d2 r2.

B2.

R2.

Рис. 40. Кинематическая диаграмма интерпретации морфологии дуплексных пластин [Contreras, Suter 1997]. Геометрические характеристики тектонических пластин приведены в таблице № 4.

Заключение

.

Результаты, полученные при проведении структурно-тектонофизических исследований и металлогеническом анализе в пределах Верхоянской сереброносной провинции могут быть сформулированы в виде следующих защищаемых положений.

1. В формировании позднемезозойской структуры Верхоянской сереброносной провинции выделяется этап сдвиговых деформаций в зонах разрывных нарушений, продольных по отношению к верхоянской складчатости. На этом этапе установлена ведущая роль сдвиговых дислокаций в формировании структур месторождений Мангазейское, Аркачан, Раннее, закономерностях рудолокализации и путях переноса рудного вещества.

2. Структуры рудных полей и месторождений Верхоянской сереброносной провинции формировались на разных этапах деформаций в условиях регионального сжатия, в обстановках локального растяжения.

3. Рудные тела являются собственными членами структурных парагенезов зон динамического влияния разломов. На основании изучения инфраструктуры разломных зон научно обоснован прогноз масштабов оруденения месторождений Верхоянской сереброносной провинции, подтвержденный геологическими данными.