Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Обзор представлений о геологическом строении и тектонике телецкого региона и восточной части горного алтая
1.1 .Геологическое строение и тектоника восточной части Горного Алтая 9
1.2. Геологическое строение района Телецкого озера 25
1.3. Геохронологические данные для пород Телецкого региона 31
Глава 2. Методика структурного анализа метаморфических пород и используемая терминология 34
2.1. Понятие деформации и ее реконструкция 35
2.2. Структурные элементы и их развитие 39
2.3. Критерии определения кинематики деформаций в рассланцованных породах 50
2.4. Методы работы со структурными образцами 57
Глава 3. Мезоструктурныи и микроструктурный анализ, включая кинематические критерии, по основным структурно-литологическйм единицам телецкой зоны 59
3.1. Северный домен 62
3.2. Южный домен 66
3.3. Структура и кинематика Телецкого региона 105
Глава 4. Метаморфизм пород телецко-башкаусской зоны смятия
4.1. Петрография и минералогия основных литолого-петрографических разностей сегмента Чири и Р-Т условия их формирования 109
4.2. Расчеты Р-Т условий метаморфизма 131
Глава 5. Роль телецко-башкаусской зоны сдвига в эволюции восточной части горного алтая 136
Заключение 146
Литература 149
- Геологическое строение района Телецкого озера
- Структурные элементы и их развитие
- Южный домен
- Расчеты Р-Т условий метаморфизма
Геологическое строение района Телецкого озера
Как уже упоминалось, отличительной чертой Чулышманской зоны является широкое развитие здесь метаморфических комплексов происхождение и возраст которых были и до настоящего времени остаются дискуссионными. Так А.Б. Дергунов (Дергунов, 1967; 1989) считал эти метаморфические породы измененными аналогами нижнепалеозойских отложений, приуроченных к определенным зонам, образовавшимся в результате тектонического скучивания. Расположение зон метаморфизма он связывал с глубинными разломами северозападного простирания. Наиболее изученными в восточной части Горного Алтая являются Курайский, Чулышманский и Прителецкий метаморфические комплексы, интерпретируемые как образовавшиеся в результате прогрессивного высокотемпературного зонального метаморфизма, приведшего к образованию пород (кристаллических сланцев и гнейсов) амфиболитовой фации. Отмечается, что изограды обычно секут слоистость пород. Общей чертой этих комплексов является то, что с одной стороны они ограничены крупным разломом (с западной или юго-западной стороны для Курайского и Чулышманского комплексов, с северной для Телецкого комплекса), тогда как остальные границы нечеткие и метаморфические породы постепенно сменяются слабометаморфизованными.
В отличие от А.Б. Дергунова, некоторые исследователи относили эти комплексы к выступам древнего фундамента (Родыгин, 1968; Лепезин, 1978) с нижнепротерозойским возрастом пород. В этих работах на примере Курайского выступа говорится об ошибочности выделения прогрессивного метаморфизма, переходные зоны объясняются наложением бластомилонитизации, приведшей к ретроградному метаморфизму до зеленосланцевой фации, а образование бластомилонитов также относится к допалеозойскому возрасту.
Интрузивные образования в это время оставались сравнительно мало изученными. Ж.Д. Никольская (1963) выделяет в этом регионе гранитоиды различного возраста: раннеордовикские (небольшие массивы биотитовых и двуслюдяных гранитов в кристаллических сланцах Телецкого горста); позднеордовикские (крупные гранитные тела в Шапшальском антиклинории); раннедевонские (овальные тела биотитовых порфировидных гранитов) и среднедевонские (гранитоиды умеренно кислого состава, Улаганский район). А.Б. Дергунов (1967) также говорит о преимущественно ордовикском возрасте гранито-гнейсов Чулышманской зоны, тогда как девонские гранитоиды распространены в синклинориях (Западно-Саянском и Ануйско-Чуйском), граничащих с Чулышманской блоковой зоной.
Таким образом, важнейшим результатом этого этапа можно считать тектоническое районирование территории и выделение структурно-формационных зон и глубинных разломов. Многочисленные карты и стратиграфические схемы, построенные в этот период, также не потеряли своего значения по сегодняшний день.
В начале 1970-х годов произошла смена тектонических парадигм и учение о геосинклиналях сменилось концепцией тектоники литосферных плит. Вторая тектоническая модель предполагает преобладание горизонтальных движений крупных блоков, строение и история развития которых определяются условиями их взаимодействия. Развитие этой модели и ее приложение к районированию Алтае-Саянской области связано с именами Л.П. Зоненшайна, А.А. Моссаковского, А.Б. Дергунова, Н.Л. Добрецова, Н.А. Берзина и других. Они рассматривают структуры Горного Алтая как часть складчатых сооружений Центральной Азии, возникших в результате закрытия Палеоазиатского океана (Берзин и др., 1994; Dobretsov et al., 1996; Буслов, 1998). В последнее десятилетие А.М.С. Шенгером и др. (Sengor and Natal in, 1996; 2001) была разработана модель тектонической эволюции Алтаид. В ней Алтае-Саянский регион интерпретируется как аккреционно-коллизионная зона, состоящая из различных геодинамических единиц (микроконтиненты, древние островные дуги, субдукционные клинья и т.п.), совмещенных в результате перемещений вдоль крупных дугообразных сдвиговых зон. Телецкий регион на этой схеме попадает в пределы двух тектонических единиц: Горно-Алтайской (раннепалеозойский аккреционный клин, магматическая дуга, перекрытая среднепалеозойской магматической дугой, к западу - среднепалеозойский аккреционный клин с преддуговым бассейном) и Восточно-Алтайской (предалтаидская континентальная кора, раннепалеозойская магматическая дуга и аккреционный комплекс, включая крупные фрагменты симаунтов).
Согласно мобилистской модели и на основе террейнового анализа, в тектонической структуре района разными авторами выделяются различные тектонические единицы или террейны (Берзин, Кунгурцев, 1996; Berzin et al., 1999 г.) (Рис. 1.4):
Курайский террейн (островодужный) - образован тектоническими пластинами, разделенными местами серпентинитовым меланжем. Выделяются два осадочно-вулканогенных комплекса - комплекс примитивной островной дуги и комплекс зрелой островной дуги.
Телецкий террейн (аккреционного клина, преимущественно турбидитовый) - сложен метаморфизованными в зеленосланцевой фации мелкозернистыми песчаниками, алевролитами, вулканогенными породами основного состава и редкими линзами мраморизованных известняков.
Западно-Саянский террейн (турбидитовый, континентальной окраины) -состоит из нескольких крупных тектонических пластин и линз шириной до 50 и более километров. Они разделены сложно построенными сдвиговыми и чешуйчато-надвиговыми зонами, в которых сохранились наиболее молодые (S, D, С]) отложения. Эти пластины и линзы являются по существу субтеррейнами, поскольку на их границах местами резко меняются состав, мощности одновозрастных подразделений, полнота стратиграфических разрезов, характер взаимоотношения толщ друг с другом и т.п. Предполагается, что террейн подстилается венд - нижнекембрийскими офиолитами и аккреционными комплексами, слагающими отдельные тектонические единицы по периферии Западного Саяна и выходящие в виде "тектонических окон" во внутренних областях. Отличительной особенностью террейна является то, что он сложен мощными песчано-сланцевыми флишоидными толщами в основном
Структурные элементы и их развитие
В данном разделе представлены несколько наиболее распространенных определений зон скола. - зоны смятия - это региональные структуры, развившиеся вдоль глубинных разломов, приуроченных к границам структурно-фациальных зон в геосинклинальных областях. Характерным признаком зон смятия является сплющивание и рассланцевание горных пород (Нехорошее, 1956). - это зона, в которой породы смещены (что относится к определению всех разломов), но без развития видимого разлома. Это зона локализации пластичных деформаций, в отличие от хрупких разломов (Hobbs&Means, 1976). - зона сильно деформированных пород с плоскими и параллельными границами, вне которых породы остаются незатронутыми сколовыми деформациями (Ramsay, 1980). - изометричные до пластовых, плоскостные или искривленные зоны пород, значительно более деформированных, чем соседние породы. Они имеют определенные характеристики, позволяющие определять их в поле, в шлифе или на геологической карте, но эти характеристики зависят от условий формирования зон скола: в условиях хрупких, пластичных или полупластичных деформаций (Davis&Raynolds, 1996). - зона скола представляет собой относительно узкую зону концентрации сильных деформаций между более жесткими блоками. Деформации содержат вращательный компонент, отражающий латеральное перемещение сегментов относительно друг друга, и вызывают развитие характерной текстуры и минеральных ассоциаций, отражающих РТ условия, тип течения, направление движения и историю деформаций. Сланцеватость в зонах скола параллельна главной оси эллипсоида напряжения и перпендикулярна короткой оси. Механизм активных деформаций зависит от состава породы, температуры и литостатического давления, состава и давления метаморфических флюидов и от степени напряжения (Passchier&Trouw, 1996).
Как видно из этих определений существуют некоторые расхождения в понимании этого термина между русскими и зарубежными авторами. Как правило, в русской литературе под зонами смятия понимаются региональные структуры, тогда как зарубежной литературе это понятие относится как к микрозонам, выделяемым в обнажении или шлифе, так и к протяженным региональным. В настоящей работе использованы как термины "зона скола", так и "зона смятия или сдвига". При этом не учитывается масштаб проявления, а лишь характерные деформационные особенности. Региональные зоны смятия протягиваются на многие сотни километров и могут рассекать кору до уровня верхней мантии. Время существования таких зон также весьма значительное и породы чаще всего претерпевают несколько периодов активности в различных метаморфических условиях. В зонах смятия выделяются зоны хрупких и пластических деформаций, а также переходная зона (Рис. 2.9). Наиболее распространенными породами зон смятия являются катаклазиты, милониты и полосчатые гнейсы. В пластичных и полухрупких сдвиговых зонах наблюдается значительное смещение - от несколько мм до нескольких см в год.
Милониты - это сильно деформированные породы из пластичных сдвиговых зон. Часто развиваются в полухрупких (semi-brittle) условиях в результате разрушения и дробления обломков пород или минеральных зерен. Они состоят из порфирокластов и матрикса. Основная масса тонкозернистая, тонкослоистая, содержит динамически перекристаллизованный материал с плоскостной и линейной структурой. По размеру зерен и количеству порфирокластов выделяют протомилониты (50% порфирокластов), истинные милониты (10-15% порфирокластов), ультрамилониты ( 10%). Эти разности обычно практически неперекристаллизованы. Бластомилонит - сильно перекристаллизованная милонитовая порода с содержанием порфирокластов менее 30%. Милонитовый гнейс или сланец - значительно перекристаллизованная порода с содержанием порфирокластов более 30%, в первом случае с гнейсовой структурой, а во втором - сланцеватой структурой.
Катаклазиты и псевдотахылиты. Образуются в условиях низкого метаморфизма, когда деформации носят характер хрупкого фракционирования. Движения по отдельным плоскостям разломов могут достигать нескольких мм или см в секунду и чередуются с длительными спокойными периодами медленного стресса.
Южный домен
Домен представлен метаморфическими породами серии Чири на восточном и юго-восточном берегах озера (от террасы Беле до пос. Чири), протолитом которых по М.М. Буслову (1998) являются биотит-амфиболовые габбро Алтынтаусского массива. Возраст метаморфизма пород серии Чири интерпретируется как D3-Cj (Буслов, 1998). Серия представлена следующими основными литолого-петрографическими разностями: амфиболиты, биотитовые сланцы (с прослоями, обогащенными андалузитом и гранатом), биотит амфиболовые сланцы (гнейсы), крупнозернистые биотитовые сланцы с кордиеритом, иногда гранатом. Эти разности переслаиваются друг с другом с сохранением регионального субмеридионального рассланцевания. Крупнозернистые биотитовые сланцы с многочисленными жилами и линзами кварца и полевого шпата напоминают очковые гнейсы. Амфиболиты встречены в одном обнажении на южном окончании террасы Беле (LS26), ориентация сланцеватости меридиональная, падение более пологое, чем для домена в целом, что может быть результатом гравитационного сползания. В амфиболитах найдены многочисленные послойные псевдотахилиты. На южном берегу озера обнажено тело крупнозернистых массивных габброидов, залегающих параллельно метаморфической полосчатости биотит-амфиболовых гнейсов. Массив пересекается. В долине реки Кыга зафиксирован постепенный переход от кордиеритовых сланцев к крупнозернистым гранито-гнейсам.
Присутствие в породах ассоциаций Корд-Гр-Би, Корд-Би, Гр-Би, Корд-Анд-Би-Ст-Фибролит, Би-Ро позволяет отнести этот домен к высокотемпературной части эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма.
Сланцеватость имеет ССЗ ориентацию (S=267/81) (Рис. 3.8). Для биотит-амфиболовых сланцев она обусловлена чередованием слоев разного состава Фото 3.2.10. ДМЗ - Образец 36.2 (увеличение х2,5). Милонит, сходный с образцом 36.1 (Фото 3.2.4). Шлиф параллелен падению сланцеватости породы и перпендикулярен минеральной линейности. Интенсивная складчатость по типу приближается к колчановидной. (Фото 3.2.11), то есть представляет собой тонкую (мм-см масштаба) метаморфическую полосчатость. В кордиеритовых сланцах эта сланцеватость волнистая, определяется крупнозернистым биотитом. На плоскостях сланцеватости отчетливо видны крупные желваки кордиерита (Фото 3.2.12), в кордиерите прослеживается внутренняя петроструктура Si, параллельная внешней сланцеватости Se. Для всей серии характерно локальное развитие хлорита параллельно сланцеватости. В краевой части гранито-гнейсового купола также зафиксировано слабое рассланцевание сходной ориентации, определяемое крупными чешуями биотита. Габбро пересекается узкими эпидот-хлоритовыми зонами рассланцевания.
Минеральная линейность не имеет четко выраженных максимумов (17=180/30, 12=345/66) (Рис. 3.8). В целом можно сказать, что там, где минеральная линейность хорошо выражена, она направлена вдоль падения сланцеватости (L2). Мелковолнистая линейность, а также оси редко встречающихся складок открытого типа полого падают в южном направлении (L1). В то же время амфибол (актинолит) ориентирован хаотически, иногда образует розетки на плоскостях сланцеватости. На обнажениях крупной складчатости не зафиксировано, найдены лишь мелкие складки открытого типа (Фото 3.2.13), в некоторых образцах наблюдаются изоклинальные межслойные складки (Фото 3.2.14 и 3.2.15).
Как уже упоминалось, сланцеватость в гнейсах Чири представляет собой метаморфическую полосчатость, обусловленную чередованием слоев различного состава: биотитовых, кварц-полевошпатовых, амфиболовых. Мощность слоев варьирует от нескольких миллиметров до сантиметра. В биотитовых прослоях выделяется два типа сланцеватости и С. -сланцеватость определяется крупными бластами биотита с многочисленными включениями и кливажом, иногда образующими слюдяные рыбки (micafish), С-сланцеватость определяется тонкими иглами биотита и мусковита (Фото 3.2.16). По взаимоотношению S-C Фото 3.2.15. ДМ4 - Образец LS37B1 (увеличение х2,5). Кордиерит-биотитовый сланец с межслойной складчатостью. А - изоклинальные межслойные складки (мм-см масштаба), Б - схема взаимоотношений различных структур. Кливаж осевой поверхности складок определяется ориентированным биотитом (S2). В нижней части фотографии прослеживаются два биотитовых прослоя с секущей сланцеватостью S1, под углом 20 к S2. В прослоях, богатых кварцем, видны остатки замковых частей складок (S0-1). Сланцеватость S2 (биотит) является региональной меридионально ориентированной сланцеватостью. Будинированные зерна кордиерита расположены в осевой зоне складки. Мы предполагаем, что между сланцеватостями S1 и S2 нет генетической связи, то есть в истории формирования пород серии Чири можно проследить, по крайней мере, два разных тектонических этапа. Фото 3.2.16. ДМ4 - Образец LS33A. Биотитовый сланец с андалузитом. А - S-C сланцеватость с двумя типами биотита (увеличение х2,5). Б - кордиерит с внутренней биотитовой петроструктурой (увеличение xl 0), смещенный вдоль полос скола ЕСС. По взаимоотношению S-C сланцеватостей и полосам скола устанавливается правосдвиговая кинематика деформаций устанавливается правостороннее направление движения, что соответствует взбросовому движению на восток вдоль линейности L=351/86. То, что два морфологических типа биотита определяют разные сланцеватости видно на примере образца 20.3 (Фото 3.2.17). В шлифе в биотитовых прослоях прослеживаются реликты микроскладчатости или слоистости (нижняя и средняя часть шлифа), обусловленной слоями крупного биотита. Основная сланцеватость (горизонтальная) в этом случае является сколовой сланцеватостью и одновременно метаморфической полосчатостью. В верхнем прослое эти две сланцеватости становятся практически параллельны и ситуация напоминает шлиф LS33A (сравнить Фото 3.2.16А и вставку в Фото 3.2.17).
В амфиболовых прослоях сланцеватость определяется мелкими темно-зелеными ориентированными зернами роговой обманки и светло-зелеными вытянутыми кристаллами актинолита. Крупные, иногда зональные кристаллы роговой обманки показывают син- или межкинематический рост с основной сланцеватостью (Фото 3.2.18). На южном берегу озера в обнажении LS35 найден также куммингтонит, образующий прослои мелких бесцветных зерен между биотитовыми и амфиболовыми слоями (Фото 3.2.19).
Расчеты Р-Т условий метаморфизма
Северный литоструктурный домен сложен преимущественно кембрийскими турбидитами и вулканогенно-осадочными породами зеленосланцевой фации метаморфизма. Ориентировка петроструктуры меняется с СВ в северной части озера до СЗ в ее центральной части и при приближении к зоне сдвига. Основная петроструктура блока представлена S0-1, развитие ориентированных хлорита и серицита параллельно слоистости затрудняет распознавание сланцеватости и осадочной слоистости. Линейность проявлена слабо и представляет собой структурную линейность пересечения осевых плоскостей и слоистости. Эта линейность параллельна оси крупномасштабной складчатости и ориентирована субгоризонтально. В целом этот домен характеризуется однородной деформацией сжатия с локально проявленными сколовыми деформациями, усиливающимися по мере приближения к зоне сдвига.
Наличие двух полюсов сланцеватости (с северо-западным и юго-восточным падением), крупной антиформной складки на восточном побережье озера, а также субгоризонтальной линейности пересечения СВ простирания позволяет предложить для Северного домена образование в результате присдвигового надвига с вертикальной складчатостью во фронтальной его части, переходящую в латеральный левосторонний сдвиг вдоль Телецко-Башкаусской зоны разломов. Сланцеватость в этом случае представляет собой осевую плоскость складчатости. Наложение нескольких этапов деформаций (Рис. 3.116) зафиксировано только в зоне Северо-Саянского разлома.
Северный домен характеризуется широким развитием кинкбандов с различной ориентацией осей (Рис. 3.11а). М. Синтубин и др. (Синтубин и др., 1995) объясняют такой разброс наличием трех генераций кинкбандов. Однако, наблюдения в поле редких асимметричных межслойных складок в обнажениях с кинкбандами позволяют предположить их связь с формированием пологих осей кинкбандов. Сжатие параллельно плоскостям сланцеватости (S=047/81) привело к образованию кинкбандов с осями, ориентированными параллельно падению сланцеватости. При изменении поля напряжения произошла локальная правосторонняя реактивация сопряженных кинкбандов в режиме сдвига. В результате, простирание осей изменилось на более пологое, а реактивированные крылья кинкбандов образовали локальные межслойные складки. В любом случае образование кинкбандов отражает этап перехода от пластичных деформаций к хрупким.
Южный литоструктурный домен в целом представлен породами Телецко-Башкаусской зоны сдвига, характеризующимися интенсивным рассланцеванием с доминирующим сколовым характером петроструктуры (сланцеватость С-типа). В пределах этого домена выделяется непосредственно зона зеленосланцевого сдвига (Телецкий субдомен) и блоки ранних структур, затащенных в эту зону сдвига и частично реактивированных более поздними деформациями. Наиболее крупным блоком или сегментом, сохранившим реликты ранних деформационных структур является субдомен Чири, сложенный породами эпидот-амфиболитовой фации метаморфизма. Отличие этих субдоменов или сегментов также подчеркивается ориентацией структурных элементов: сланцеватости и линейности. Сланцеватость Телецкого сегмента имеет северо-западное простирание и крутое падение, хорошо развитая минеральная линейность субгоризонтальна. Сланцеватость сегмента Чири имеет меридиональное простирание и крутое падение, минеральная линейность проявлена слабо и в основном направлена по падению сланцеватости пород. Если Телецкий сегмент показывает левосдвиговую кинематику деформаций, то для сегмента Чири характерны взбросовые движения на восток-юго-восток. Петроструктура сегмента Чири локально реактивирована с развитием узких хлоритовых зон параллельно биогитовой сланцеватости.
Все это свидетельствует о том, что в Телецко-Башкаусской зоне сдвига выделяются два этапа сколовых деформаций: Д2 - образование эпидот-амфиболитовой петроструктуры S2, синкинематичной с образованием кордиерита и этап ДЗ - образование зеленосланцевой петроструктуры S3 с характеристиками левостороннего сдвига. Если этап ДЗ характеризует Телецко-Башкаусскую зону сдвига на всем ее протяжении, то есть, проявлен регионально, то этап Д2 является реликтовым, сохраненным в отдельных блоках в зоне сдвига
