Содержание к диссертации
Введение
1. Термины и определения 13
2. Тектоническое районирование 20
3. Тектоника коллизионного шва 30
3.1. Тектоника Южно-Анюйской сутуры 32
3.2. Тектоника сутуры Кобук 78
4. Тектоника складчатой области мезозоид к северу от коллизионного шва 89
4.1. Тектоника Анюйско-Чукотской складчатой системы 90
4.2. Тектоника складчатой системы Врангеля-Брукса 112
5. Тектоника складчатой области мезозоид к югу от коллизионного шва 12S
5.1. Тектоника складчатой системы Алазейско-Олойская - Коюкук 126
5.1.1. Алазейско-Олойская складчатая зона 127
5.1.2. Складчатая зона Коюкук 138
5.2. Тектоника складчатых систем Колымской Петли и Кускоквим-Танана 144
5.2.1. Восточная часть складчатой системы Колымской Петли 144
5.2.2. Западная часть складчатой системы Кускоквим-Танана 158
6. Тектоника Западно-Корякской складчатой системы 173
7. Тектоника Восточно-Кордильерской складчатой системы 259
8. Деформационная история мезозоид и поздних мезозоид северного обрамления Тихого океана 278
8.1. Деформационная история коллизионного шва и расположенных к северу от него складчатых систем 279
8.2. Деформационная история складчатых систем мезозоид южнее коллизионного шва 323
8.3. Деформационная история аккреционных структур поздних мезозоид 338
9. Модель геодинамической эволюции мезозоид и поздних мезозоид 354
Заключение . 367
- Тектоника сутуры Кобук
- Тектоника складчатых систем Колымской Петли и Кускоквим-Танана
- Тектоника Восточно-Кордильерской складчатой системы
- Деформационная история складчатых систем мезозоид южнее коллизионного шва
Введение к работе
Эволюция орогенных сооружений поздних мезозоид северного обрамления Тихого океана происходила на фоне сосуществования двух глобальных геотектонических процессов -аккреции и континентальной коллизии. Аккреция понимается как латеральное наращивание окраин Евразийского и Северо-Американского континентов за счет причленения в зонах конвергенции с океаническими литосферными плитами Пацифики и Протоарктического океана преимущественно океанических и островодужных террейнов. Континентальная коллизия в данной работе рассматривается как столкновение континентов Евразии и Северной Америки с микроконтинентом Чукотка - Арктическая Аляска и закрытие разделявшего их океанического бассейна - Протоарктического океана В работах (Сеславинский, 1970; Парфенов, 1984; Зо-неншайн и др., 1990; Соколов и др., 1997; 1999 айв; 2001 а, б, в и г; Nokleberg et al, 1998, и др.) для различных этапов позднепалеозойско-мезозойской эволюции и для различных сегментов океанического бассейна, разделявшего Азию и Северную Америку, предлагалось использовать термины: Южно-Анюйский, Анюйский, Ангаючамский, Кобук, Анюйско-Ангаючамский и т.д. В данной работе предлагается объединять их под общим названием Про-тоарктический океан или океан Анюй-Ангаючам. Это только позволяет при изложении геологической истории региона избежать постоянных оговорок о том, для какого времени и о каком сегменте палеоокеана идет речь, но и несет реальную палеотектоническую и палеобиогеографическую нагрузку: фаунистические и палеомагнитные данные свидетельствуют, что на протяжении позднего палеозоя и мезозоя структуры, обрамлявшие Протоарктический океан, располагались преимущественно в пределах бореальной провинции (Шапиро, Ганелин, 1988; Соколов и др., 1997 в; Бондаренко, Диденко, 1997, Bondarenko, Didenko, 1997; Didenko, Bon-darenko, 1998; Didenko et al., 2002, и др.).
Фрагменты коры Протоарктического океана, а также существовавших в его пределах и вдоль его южной в современных координатах периферии островодужных сооружений идентифицированы в Южно-Анюйской сутуре на северо-востоке Евразии, а также в сутуре Кобук в северной и центральной Аляске. Коллизионные складчатые сооружения поздних мезозоид имеют сложную разнонаправленную покровно-складчатую структуру, формирование которой началось в юре и, в основном, завершилось в конце неокома до альба Существенную роль в их строении принадлежит синколлизионным и постколлизионным сдвигам, перемещения по которым сопровождались вращением жестких блоков вокруг вертикальной оси и сформировали наблюдаемый сейчас криволинейно-блоковый структурный план (Гусев, 1979; Парфенов, 1984; Moore et al., 1992; Moore et al., 1994; Бондаренко, 1996; Парфенов и др., 2001; Оксман, 2000; Соколов, 1991; Соколов и др., 2001 а, и др.). Этот деформационный стиль характерен для внутриплитного тектогенеза (Nikishin et al., 1997).
Аккреционные складчатые сооружения поздних мезозоид обрамляют со стороны Тихого океана северо-восточную часть Евразийского континента, а также южную и юго-восточную часть п-ова Аляска и Британской Колумбии. От Пацифики они отделены альпийскими складчатыми сооружениями. Им свойствена преимущественно однонаправленная покровно-складчатая структура Тектонические покровы в их структуре играют подчиненную роль. Значение продольных сдвигов велико, но их развитие не привело к формированию резких виргаций структурного плана
В пределах аккреционных складчатых сооружений поздних мезозоид выделяются па-леозойско-мезозойские комплексы-индикаторы существования зон конвергенции между океаническими плитами Пацифики, а также Азиатским и Северо-Американским континентами. Важно понять: какую геодинамическую природу имела граница между Протоарктическим океаном и Пацификой, был ли Протоарктический океан заливом Пацифики или в его пределах существовал независимый от Пацифики ансамбль океанических плит? На сегодняшний день можно с высокой степенью достоверности обосновать существование системы зон конвергенции между Пацификой и Протоарктическим океаном, начиная с позднего палеозоя и на про-тежении всего мезозоя.
Коллизионные складчатые сооружения мезозоид расположены между аккреционными поясами и древними платформами: Восточно-Сибирской и Северо-Американской, ограничивающими их с запада и с востока На севере их структуры ограничены позднемезозойскими и кайнозойскими океаническими бассейнами Арктики: Канадским, Макарова и Евразийским.
Следует сразу оговорить, что разделение мезозоид на собственно мезозоиды (коллизионные) и поздние мезозоиды (аккреционные) скорее дань традиции. На самом деле завершающая складчатость в мезозоидах и поздних мезозоидах имела место в раннем мелу.
Проблема эволюции Протоарктического океана, разделявшего в мезозое, а судя по имеющимся геологическим данным, и в позднем палеозое Азиатский и Северо-Американский континенты является одной из ключевых для понимания геологической истории структур северного обрамления Тихого океана Протоарктический океан является звеном в длительной, продолжающейся по сей день цепи образования океанических бассейнов в пределах геоструктур, образующих в настоящее время Арктический регион Земли. В Арктике распознаются офиолитовые швы и реликты океанических бассейнов, позволяющие реконструировать 6 этапов образования океанской коры: в позднем докембрии, раннем палеозое, позднем палеозое-мезозое, поздней юре - раннем мелу, позднем мелу-палеогене, эоцене-квартере (Рис. 1) (Хаин, Ломизе, 1995; Хаин, 2001; Бондаренко, Секретов, 2003).
Фрагменты коры древнейшего океанического бассейна представлены в сутурах протерозойского возраста Арктики - Тимана, Таймыра, Приколымья, Арктической Канады (Зонен-шайн и др., 1990; Берниковский, 1998; Dutro et al., 1972, 1976, 1974). Эпибайкальский неоавтохтон сложен венд-кембрийскими отложениями. Вероятно, протерозойский бассейн имел структурные связи с Протоуральским океаном.
Фрагменты омолаживающейся во времени с запада на восток каледонской сутуры, где представлена кора океана Япетус, с несогласием перекрытой силурийско-девонской молассой известны в Британии, Скандинавии, Гренландии, на о-ве Врангеля и в Канадском Арктическом Архипелаге (Хаин, 2001; Kos ko et al., 1993; Gramz et al., 1990; Бондаренко, Секретов, 2003). Пространственное размещение каледонских офиолитов свидетельствует, что палеооке-ан Япетус протягивался от Ньюфаундленда через современную Центральную Арктику и далее в Северо-Американскую Кордильеру. Арктический сегмент Япетуса, несомненно, имел структурные связи с Уральским палеоокеаном. Закрытие восточного в современных координатах (североамериканского) сегмента Япетуса сопровождалось причленением к Северо-Амеряканскому кратону блоков сибирского происхождения (Dillon, 1980, 1985; Dutro et al., 1984; Grantz et al., 1983). Одновременно с закрытием восточного Япетуса в раннем палеозое, или несколько позднее, вероятно, началось раскрытие океанического Пртоарктического бассейна. Возможно, проявления пермо-триасового рифгинга (Nikishin et al., 2002), косвенно связаны с развитием Протоарктического океана.
Палеозойско-мезозойские офиолиты и комплексы-индикаторы палеозой конвергенции, маркирующие след Протоарктического океана, известны в сутурах Южно-Анюйская и Кобук. Заложение Протоарктического океана, судя по опубликованным и новым данным, произошло в позднем палеозое, а не в мезозое, как это предполагалось ранее (Сеславинский, 1970; 1979; Парфенов, 1984; Зоненшайн и др., 1990; Nokleberg et al., 1994,1998). Этот океан на палеозойском этапе эволюции, возможно, был связан с Уральским палеоокеаном (Bondarenko et al., 1998). Для решения этой проблемы необходимо доказать или опровергнуть наличие на Таймыре палеозойских офиолитов и островодужных комплексов. Закрытие Протоарктического океана произошло в раннем мелу и было вызвано коллизией северо-восточной в современных координатах окраины Азии и северо-западной окраины Северной Америки с микроконтинентом Чукотка-Арктическая Аляска (Embry, Dixon, 1990; Embry, 1998; Grantz et al., 1988,1990,1991 а и б; Парфенов и др., 2001; Соколов и др., 1997; 2001; Бондаренко и др., 2001 а и б, и др.).
Микроконтинент Чукотка-Арктическая Аляска отчленился от Элсмирского складчатого сооружения Северной Америки в результате раскрытия Канадского океанического бассейна, имевшего место в интервале от поздней юры до готерива (Embry, 1989; 1998; Grantz et al., 1990; Grantz, Hart, 1998; Brozena et al., 1999, и др.) и, вероятно, активизировавшегося в середине мела (Lane, 1998). Новообразование океанической коры в бассейне Макарова в интервале 80-50 млн. лет (Tailor et al., 1981) не привело к закрытию Канадского бассейна. В эоцене спре-дннг в бассейне Макарова происходил одновременно с раскрытием Евразийского океанического бассейна, которое началось 64-56 млн. лет назад (Карасик, 1968; Vogt et al., 1979) и продолжается по сей день (Drachev et al., 1999; Савостин и др., 1984).
Актуальность исследований. В последнее десятилетие интересы многих российских и зарубежных исследователей, а также нефте- и газодобывающих компаний сконцентрированы на структурах мезозоид суши и шельфа северного обрамления Тихого океана Это определяется двумя главными факторами - фундаментальным и прикладным: (1) до сих пор не существует общепризнанной и соответствующей всей имеющейся геологической информации геодинамической модели эволюции складчатых структур и осадочных бассейнов этого района Земли, где развиты орогенные сооружения, сформированные в результате коллизионных и аккреционных процессов; (2) отсутствует стройная концепция эволюции осадочных бассейнов, что не позволяет достоверно оценить углеводородный потенциал шельфа и суши.
В последние годы получены новые данные по ряду ключевых структур мезозоид северного обрамления Тихого океана. Это позволяет на новом уровне провести корреляцию основных событий мезозойской тектонической эволюции коллизионных и аккреционных складчатых сооружений мезозоид северо-востока Евразии и северо-запада Северной Америки.
Цель и задачи исследований. Основная цель работы - создание отвечающей современным геологическим данным геодинамической модели эволюции мезозоид и поздних мезозоид северного обрамления Тихого океана для поздней юры - раннего мела.
Дня достижения поставленной цели необходимо было решить следующие главные задачи:
1. Создать унифицированную схему тектонического районирования коллизионной складчатой области мезозоид и аккреционной складчатой области поздних мезозоид северо-востока Евразии и северо-запада Северной Америки.
2. Расшифровать внутреннюю структуру Южно-Анюйской сутуры на северо-востоке Евразии и провести сравнительный анализ с сутурой Кобук, расположенной в северной и в центральной части Аляски.
3. Реконструировать палеолатеральные ряды структур для мезозойского этапа эволюции Про-тоарктического океана Анюй-Ангаючам. Под Протоаркгическим океаном подразумевается океанический бассейн, различные сегменты которого для разных временных интервалов именовались как Южно-Анюйский (Парфенов, 1984), Оймяконский (Парфенов и др., 2001), Анюйский (Sokolov et al., 2000,2002), Ангаючам и Гудньюс (Nokleberg et al., 1998).
4. Реконструировать латеральные ряды структур для аккреционной складчатой области поздних мезозоид северной Циркумпацифики, и обосновать характер сочленения Пацифики и Протоарктического океана для позднего мезозоя.
5. Расшифровать стиль тектонических деформаций и последовательность их проявления в ме-зозоидах северной Циркумпацифики, и провести их корреляцию.
6. На основе синтеза имеющихся геологических данных создать новые, отвечающие современному уровню геологических знаний палеогеодинамические реконструкции для позднеме-зозойского этапа эволюции северного обрамления Тихого океана.
Методы исследований. Для решения поставленных задач особое внимание было уделено получению нового фактического материала В связи с этим в лаборатории Тектоники океанов и приокеанических зон Геологического института РАН под руководством С.Д Соколова были организованы комплексные исследования, которые были сосредоточены в пределах Западно-Корякской складчатой системы и чукотского сегмента Южно-Анюйской сутуры. Полевые исследования включали крупномасштабное геологическое картирование ключевых участков, составление детальных структурно-литологических профилей, различные виды опробования. Полевые наблюдения сопровождались описанием стратиграфических разрезов, характера и форм контактов геологических тел, структурным анализом складчатости и кинематическим анализом разломов. Камеральные исследования включали изучение прозрачных шлифов, корреляцию разрезов, формационный анализ, определение возраста осадочных пород по фау-нистическим данным (включая радиолярии и конодонты), микроструктурный анализ пород в шлифах, петрографическое описание шлифов магматических, метаморфических и осадочных пород, лабораторные определения химического состава пород и минералов, петрологические исследования по реконструкции температур и давлений формирования минеральных параге-незов метаморфических пород, палеомагнитный анализ для реконструкцин палеоширотного положения тектонических элементов, определение абсолютного возраста магматических и метаморфических калий-аргоновым, аргон-аргоновым и уран-свинцовым методами, а также возраста «немых» терригенных толщ методом трекового датирования.
Фактический материал положенный в основу диссертации, получен лично автором в результате экспедиционных исследований в течение 1983-2000 г.г. на территории мезозоид северо-востока Евразии. Автором проведено крупномасштабное площадное геологическое картирование ряда ключевых объектов коллизионной области мезозоид, а также аккреционной области поздних мезозоид; изучены стратиграфические разрезы главных тектонических элементов, составлены структурно-литологические профили. Полевые исследования сопровождались детальными структурными работами, включавшими структурно-кинематический анализ складчатости и разломов, а также стрейн-анализ деформационных парагенезов. Автор участвовал в обработке и интерпретации нескольких сотен силикатных, количественных спектральных, рентгево-флуоресцентных, нейтронно-активационных анализов, результатов абсолютного изотопного датирования магматических, осадочных и метаморфических пород региона Были составлены разномасштабные геологические, тектонические, геодинамические карты, а также схемы геодинамической эволюции региона в верхнем палеозое и мезозое. Автор принимал непосредственное участие во всех этапах перечисленных работ: от постановки задач, организации работ, сбора материала и обработки результатов, до их публикации и представления на научных конференциях.
Практическое значение. Разработки автора диссертации по структурной эволюции различных элементов складчатых областей северо-востока Евразии, кинематике разрывных нарушений, стратиграфии и литологии осадочных комплексов, характеру и условиям вулканизма, структурной позиции метаморфических комплексов использованы в 5-ти научно-производственных отчетах по Государственным программам ГДП-200 и ГДП-500, подготовленных ГНПП «Аэрогеология», Анюйским Hill и Лабораторией Региональной Геодинамики АН СССР (по заказу НИИ «Атомэнергопроект»), а также в легенде Анюйской серии листов к геологическим картам масштаба 1:200000. Эти материалы также были использованы студентами геологического факультета МГУ и МГГА при подготовке курсовых и дипломных работ.
Обобщения оригинальных материалов вошли в Атлас полезных ископаемых шельфа Российской Арктики под редакцией ЮМ. Пущаровского и М.Н. Алексеева, а также в научно-производственные отчеты ВНИГНИ и СВКНИИ ДВНЦ РАН по нефтегазоносности левобережья р. Колыма, а также осадочных бассейнов Чукотского п-ва и обрамляющего шельфа
Новые материалы по перспективам платиноносности базит-ультрабазитовых комплексов Южно-Анюйсхой сутуры в западной части Чукотского п-ва, полученные в ходе полевых исследований, переданы руководству Ainu г. Билибино, а также представлены в МПР РФ.
Разработанная модель геодинамической эволюции структур северного обрамления Тихого океана в мезозойское время является тектонической базой для бассейнового районирования и анализа континентальной и шельфовой территорнн восточной Арктики при оценке перспектив нефтегазоносности мел - кайнозойских осадочных бассейнов.
Научная яошвзвш. Диссертация базируется на новом региональном фактическом материале и в то же время является крупным обобщением, в котором использованы литературные и фондовые материалы по рассматриваемым регионам. Благодаря исследованиям автора сформулирован и решен ряд региональных и фундаментальных, тектонических проблем.
1. Комплекс новых геологических данных по Южно-Анюйской сутуре впервые позволяет обоснованно рассматривать ее как элемент единого позднемезозойского коллизионного офио литового шва, возникшего на месте Протоарктического океана, история развития которого уходит своими корнями, по крайней мере, в поздний палеозой.
2. Установлено, что в мезозое азиатская окраина Протоарктического океана развивалась в режиме активной окраины, а североамериканская - в режиме пассивной окраины, что позволяет рассматривать его как тектонотип асимметричного палеоокеанического бассейна Впервые в мезозойском латеральном ряду структур Южно-Анюйского сегмента Протоарктического океана выделены комплексы внутриокеанической энсиматической островной дуги.
3. В деформационной истории западной части коллизионного шва и структур его обрамления впервые реконструированы: деформации связанные с мезозойской эволюцией активных и пассивных окраин Протоарктического океана; деформации связанные с несколькими фазами позднемезозойской коллизии; деформации связанные с релаксационным растяжением в конце раннего - начале позднего мела
4. Впервые доказана структурная общность мезозоид, расположенных южнее коллизионного шва. Установлено, что в мезозое тектонические элементы, располагавшиеся между конвергентными границами с северной Циркумпацификой и Протоарктическим океаном, а также пассивными окраинами Азиатского и Северо-Американского кратонов, представляли собой структурно взаимосвязанный ансамбль периферических микроконтинентов и разделявших их флишево-сланцевых бассейнов. Микроконтиненты были отчленены от Азии и Северной Америки в результате позднепалеозойского рифтинга и для большинства из них фиксируются устойчивые структурные и вещественные связи с материками - «родителями».
5. Доказано, что мозаичная структура коллизионной складчатой области мезозоид южнее коллизионного шва обусловлена позднемезозойскими латеральными перемещениями микроконтинентов относительно Евразии и Северной Америки по системам сдвигов, сопровождавшимися вращением относительно жестких блоков вокруг вертикальной оси. Эти новые данные служат дополнительным обоснованием генетической общности складчатых областей мезозоид северо-востока Азии и северо-запада Северной Америки и позволяют рассматривать их как тектонотип позднемезозойского коллизионного орогена
6. Реконструирована система зон конвергенции, отделявшая в позднем мезозое океанические плиты Пацифики от Евразийского и Северо-Американского континентов, а также от Протоарктического океана. Расшифрованы ппозднемезозойские латеральные ряды структур для различных сегментов этой конвергентной системы. Установлено, что Протоарктический океан в позднем мезозое не был частью ансамбля океанических плит Пацифики, а отделялся от нее зоной конвергенции.
7. Новые данные, подкрепленные анализом литературных источников, позволили разработать новую модель мезозойской геодинамической эволюции складчатых структур мезозоид и поздних мезозоид северного обрамления Тихого океана На начальном этапе развития этих структур в позднем палеозое и раннем мезозое доминировали процессы аккреции - латерального наращивания окраин континентов за счет их взаимодействия с океаническими плитами. В позднем мезозое их развитие происходило на фоне сосуществования процессов латерального наращивания континентальной литосферы Евразии и Северной Америки в зонах конвергенции в северной Циркумпацифике, а также континентальной коллизии и закрытия Прото-арктического океана.
Апробация работы. Основные положения диссертации были доложены на более чем 30-тимеждународных, всесоюзных, всероссийских и региональных конференциях, а также опубликованы более чем в 50 статьях в российских и зарубежных периодических изданиях и коллективных монографиях. Наиболее полно материалы диссертации были представлены на Международном Тектоническом совещании 1999,2000 и 2001 гг. (МГУ им. М.В. Ломоносова, Москва), Международной конференции по тектонике плит им. Л.П. Зоненшайна в 1998 и 2001 г.г., Конференции Американского Геофизического Союза в 1999 и 2000 гг. (Сан-Франциско, США), Конференции Европейского Геофизического Союза в 1999 н 2001 г.г. (Страсбург, Франция), Конференции по Арктическим Окраинам в 1998 г. (Целле, Германия), Международном Комитете по исследованиям в Арктике в 2001 г. (Сиэтл, США).
Благодарности. Автор считает приятным долгом выразить благодарность своим учителям - О.К. Баженовой, НА. Богданову, НА Божко, ЯП. Зоненшайну, Н.В. Короновскому, М.Г. Ломнзе, Е.Е. Милановскому, Ю.Г. Моргунову, Л.М. Натапову, А.М. Никишину, Л.М. Парфенову, Ю.М. Пущаровскому, А.Д, Рябухину, Л.А. Савостину, В.И. Славину, Б.А. Соколову, С.Д. Соколову, АП. Ставскому, В.Е Хаину, А.Е. Шлезингеру, А.Ф. Якушовой, под влиянием научных идей которых произошло его становление как исследователя.
В разные годы автор проводил полевые исследования, пользовался консультациями, советами и поддержкой О.С. Березнер, Ю.К Бурлина, А.Н. Варварова, B.C. Вишневской, Ж. Анжелье, В.А. Аристова, МЛ Баженова, М.Е. Бояриновой, М. Брэндона, М.Х. Гагиева, Дж. Гарвера, М.Л. Гельмана, СП. Глотова, Г.С. Гусева, А. Гранца, А.Ф. Грачева, АН. Диденко, В.Г. Данилова, С.С. Драчева, И.Л. Жулановой, B.C. Имаева, Е.В. Колесова, СЮ. Колодяжно-го, М.К. Косько, К.А. Крылова, С.А. Куренкова, П. Лэйера, Ю.Г. Леонова, М.Г. Леонова, Л. Лэйна, СВ. Мащенкова, Э. Миллер, О.Л Морозова, Б.А. Натальина, А.М. Никишина, B.C. Оксмана, А.Б. Осипенко, В.Э. Павлова, С. А. Паланджяна, К.В. Паракецова, С.К. Паракецова, М.Г. Патоки, АИ. Полетаева, И.И. Поспелова, А.В. Прокопьева, ЮМ. Пущаровского, РИ. Ремизовского, Д.В. Рундквиста, В.М. Ряховского, В.Г. Сафонова, СБ. Секретова, К.Б. Сеславинского, С.А. Силантьева, Б.В. Склярова, А.В. Соловьева, Д. Стоуна, ВИ. Ткаченко, А.И. Ханчука, Дяс Хоуригана, А.К. Худолея, А.Д. Чехова, М.Н. Шапиро, Н.М. Шапиро, В.А. Ше-ховцова, B.C. Шульгиной, А. Эмбри и многих других исследователей. Автор выражает искреннюю признательность коллегам.
В процессе исследований автор пользовался финансовой поддержкой РФФИ, ФЦП «Интеграция», ИНТАС, НАТО.
Тектоника сутуры Кобук
Сутура Кобук по геологическим и геофизическим данным прослеживается в широтном направлении на 500 км вдоль южного фланга хр. Букса от м. Коцебу на западе до северной части плоскогорья Юкон на востоке, затем резко изгибается и далее следится 400 км на юго-запад вдоль южного фланга пояса Коюкук до северо-западной периферии хр. Аляска (рис. 2.1, 3.1, 3.2 врезка). Выделяются две ветви сутуры: Северный Кобук и Южный Кобук, огибающие структуры складчатой зоны Коюкук (Moore et al., 1994) и образующих V-образный в плане ороклинальный изгиб, «открывающийся» на запад. На юго-западе сутура смещена по сдвигу Катлаг на 140 км (Patton, Box, 1994). Сутура Кобук маркируется прерывистыми телами офиолитов, динамометаморфизованных и интенсивно деформированных осадочных пород террейнов Ангаючам (сутура Северный Кобук) и Ангаючам, Тозитна-Инноко (сутура Южный Ко-бук) (Patton, Box, 1994) (рис. 3.35). Сутура северный Кобук маркируется северным поясом офиолитов террейна Ангаючам. В виде полосы шириной 5-10 км она протягивается вдоль южного фланга хр. Брукса. Сутура образована пакетом дислоцированных тектонических пластин северной вергентности, которые шарьированы в северном направлении на структуры террейна Арктической Аляски на расстояние около 400 км и более (рис. 3.36, 3.37). В подошве офиолитовых пластин присутствуют метаморфические породы, среди которых распознаются ранние лавсонит-глаукофановые высокобарические комплексы с возрастом 169-154 млн. лет и более поздние - зеленосланце-вые с возрастом 150-140 млн. лет. Считается, что формирование высокобарических минеральных парагенезов происходило в условиях аккреционной структуры, располагавшейся вдоль южной периферии палеоокеанического бассейна Ангаючам, а зеленосланцевых парагенезов -в условиях образования покровной структуры, в которую вовлекались и фрагменты аккреционной призмы (Zimmerman, Flank, 1982; Till et al., 1988; Wirth, Bird, 1992; Pattern. Box, 1994).
Тектонические чешуи и пластины сложены плутоническими базитами, ультрабазитами, зелеными и голубыми сланцами, метавулканитами, кремнистыми, карбонатными и глинистыми породами возрастного интервала от девона до юры. Пространственное совмещение вулка-ногенно-осадочных и базит-ультрабазитовых пластин произошло в конце юры, а их совместное надвигание к северу на структуры террейнов Арктической Аляски и выведение в область размыва произошло в неокоме (Patton et al., 1977; Roeder, Mull, 1978; Mayfield et al., 1978, 1983). Контакт образований террейна Ангаючам с породами субтеррейна Слэйт Крик круто погружается на юг и представляет зону тектонического меланжирования и катаклаза по породам обеих тектонических единиц. В составе террейна Ангаючам выделяется два основных пакета пластин: Нарвак и Канути (рис. 3.38). Пакет пластин Нарвак (вертикальная мощность 6000-10000 м) занимает структурно нижнєє положение и состоит из пиллоу-базальтов, пиллоу-базальтовых лавобрекчий, диабазов, туфов основного состава, аргиллитов, известняков, черных, серых и красных кремней. На севере вблизи основания пакета пластин Нарвак присутствуют тектонические блоки габбро и амфиболитов. Породы метаморфизовыны в пределах пренит-пумпеллиитовой - зеленосланцевой фаций. Структурно вверх (на юг) возраст вулканогенно-осадочных пород омолаживается. По данным радиоляриевой стратиграфии выделяютсябазальт-кремнистые и базальт-карбонатные разрезы следующих стратиграфических интервалов: поздний девон (фамен), ранний-средний карбон, средний карбон-ранняя пермь, триас, ранняя юра. Геохимические данные свидетельствуют о сходстве базальтов с базальтами срединно-океанических хребтов (N-MORB и Е-MORB) и базальтами энсиматических островных дуг и океанических плато (Pallister et al., 1989; Pallister, Barker, 1994).
Пакет пластин Канути расположен южнее и структурно выше. Сложен пластинами серпентинизированных перидотитов. По геофизическим данным ультрабазиты пакета Канути перекрыты на юге меловыми осадочными образованиями складчатой зоны Коюкук (Dillon, 1987, 1989). Обращает на себя внимание, что вулканогенно-осадочная часть офиолитовых разрезов имеет возраст от девона до ранней юры, а возраст габброидов средне-позднеюрский (Patton, Box, 1994). Р-Т условия образования амфиболитов свидетельствуют, что аллохтонные пластины плутонических пород офиолитов, в том числе сложенные среднеюрскими габброидами, в момент надвигообразования были достаточно горячими (Zimmerman, Frank, 1982; Wirth, Bird, 1992). По-видимому, совмещение вулканогенно-осадочных пластин и пластин базит-ультрабазитов произошло в конце юры, а их совместное надвигание к северу на окраину тер-рейна Норе Слоп произошло в раннем мелу (Mayfield et al., 1983). В пределах террейна Арктической Аляски залегают бескорневые офиолитовые алохто-ны, которые рассматриваются как тектонически перемещенные на север фрагменты офиоли-тового террейна Ангаючам (рис. 3.36, 3.37). Они занимают структурно наиболее верхнюю позицию в покровной системе хр. Брукса (Moore et al., 1994). Наиболее крупные аллохтоны Коп-тер Пик и Мишегук (рис. 3.41) образуют синформы, сложенные базитами и ультрабазитами, тектонически перекрывающими образования субтеррейна Эндикотт и Де-Лонга. Крылья син-форм сложены тектонизированными и метаморфизованными океаническими и островодуж-ными базальтами, диабазовыми дайками, кремнями и известняками с остатками верхнедевонской, каменноугольной и триасовой микрофауны (Karl, 1991; Harris, 1998; Harris, Repetski, 1987; Harris, Repetski, Dumolin, 1988). Ядра синформ сложены кумулятивными и массивными габброидами, диабазовыми дайками, кумулятивными ультрабазитами, серпентинизированны-ми перидотитами. Абсолютный возраст габброидов составляет 187-171 млн. лет, а возраст прорывающих плагиограниов 170+3 млн. лет (Moore et al., 1993). Эти образования интерпретируются как тектонически расчлененные офиолиты (Patton et al., 1977). В основании офиолитовых аллохтонов присутствуют зоны мощностью до 500 м амфиболитов с возрастом 169-164 млн. лет (Harris, 1998), 153-154 млн. лет (Wirth, Bird, 1992; Patton, Box, 1994). Амфиболиты образовались при умеренных давлениях и температуре 500-560 (Zimmerman, Flank, 1982; Harris, 1998). Вертикальная мощность аллохтонов достигает 3000 м. Аналогичный состав и структурную последовательность имеют пластины в расположенном южнее офиолито-вом террейне Ангаючам сутуры Кобук, который рассматривается как корневая зона для офиолитовых аллохтонов (Moore et al., 1994). Офиолитовые аллохтоны с несогласием перекрыты грубообломочными отложениями альба (Patton, Box, 1994). При выведении офиолитов в верхние горизонты коры часть из них (аллохтон Коптер Пик) была достаточно горячей, что приводило к прогреву автохтона и выплавеам синкинематических гранитоидов (Harris, 1998). Сутура Южный Кобу к маркируется поясами офиолитов террейнов Ангаючам и Тозит-на-Инноко, несогласно перекрытых на севере альбскими вулканотерригенными отложениями складчатой зоны Коюкук. Сутура образована серией аллохтонных пластин, надвинутых в юго-юго-восточном направлении на метаморфические образования террейна Руби, который иногда рассматривается как структурное продолжение субтеррейнов Слэйт Крик и Голдфуд южной части хр. Брукса (Dover, 1994) (рис. 3.35).
Тектоника складчатых систем Колымской Петли и Кускоквим-Танана
Основные структурные элементы восточной части Колымской Петли - кратонные террейны (Омолонский, Приколымский, Омулевский и др.), а также разделяющие их друг от друга и отделяющие их от Сибирской платформы интенсивно деформированные флишево-сланцевые террейны (Сугойский, Инъяли-Дебинский, Кулар-Нерский и др.) (рис. 2.2, 5.9). На западе и юго-западе структуры Колымской петли надвинуты на деформированные отложения пассивной окраины Сибирского кратона - Верхоянскую складчатую систему (Гайдук, Прокопьев, 1999; Парфенов и др., 2001; Оксман, 2000). Чехол кратонных террейнов деформирован в различной степени. В пределах Омолон-ского и Авековского террейнов, где широко распространены докембрийские кристаллические породы фундамента, чехол дислоцирован относительно слабо (Гринберг и др., 1981; Шульгина, Натапов, 1991; Савостин и др., 1994). Степень тектонических деформаций чехла нарастает по направлению к их периферии (Гринберг и др., 1981; Шульгина, Натапов, 1991; Бондаренко, Диденко, 1997, и др.). В пределах Приколымского и Омулевского террейнов деформации чехла более напряженные (Мерзляков, 1971; Гусев, 1979; Алексютин и др., 1999; Оксман, 2000, и др.). Флишево-сланцевым террейнам свойственен гораздо более напряженный стиль тектоники, характерный для шовных зон (Гусев, 1979; Бондаренко, 1995). Это объясняется тем, что в их пределах концентрировались основные деформации в период складчатости и латеральных перемещений микроконтинентов и кратонных террейнов (Шульгина, Натапов, 1991; Савостин и др., 1994; Бондаренко, 1996; Бондаренко, Диденко, 1997).
Литолого-стратиграфические и фаунистические (Шапиро, Ганелин, 1988; Шульгина, Натапов, 1991; Гагиев, 1992) и структурные (Савостин и др., 1994; Оксман, 2000) особенности, а также палеомагнитные данные (Бондаренко, Диденко, 1997; Didenko, Bondarenko, 2002) свидетельствуют, что в позднем палеозое и в мезозое террейны восточной части Колымской Петли были удалены от окраины Сибирской платформы на расстояния, не превышающие их современные размеры. Омолонский кратонный террейн и северная часть Сугойского флишево-сланцеваго террейна. Омолонский кратонный террейн (в русскоязычной литературе более употребим термин «массив») занимает центральное место в структуре восточной части Колымской петли (рис. 5.9). В его строении выделяются кристаллические породы докембрия и несогласно их перекрывающие рифейско-мезозойские вулканогенно-осадочные образования чехла (Гельман, 1973; Терехов, 1979; Жуланова, 1990; Шульгина, Натапов, 1991). Субщелочной магматизм проявлен на различных стратиграфических уровнях осадочного чехла - в кембрии, на границе девона и карбона, в позднем карбоне-перми, в ранней юре и, вероятно, в середине мела (Булгакова, Колодезников, 1991; Шульгина, Натапов, 1991). Этот магматизм рассматривается в связи с событиями континентального рифтинга и раскола окраины Сибирского континента (Булгакова, Колодезников, 1991; Парфенов и др., 2001; Оксман, 2001). Среднемеловое событие, по мнению Э. Миллер (Miller, 2001), фиксирует этап релаксационного растяжения.
Магматические комплексы основного и средне-кислого состава известково-щелочной и субщелочной серий проявлены на позднесилурийско-раннедевонском (Шульгина, Натапов, 1991) и средне-позднедевонском (кедонская серия) ) уровнях разреза чехла (Терехов, 1979; Шульгина, Натапов, 1991; Кузнецов, 1997; Симаков, Шевченко, 1974, и интерпретируются как проявления окраинно-континентального магматизма (Зоненшайн и др., 1990; Шульгина, Натапов, 1991; Парфенов и др., 2001). Преобладание в ряде районов среди вулканитов Ке-донской серии кислых разностей и их высокая щелочность позволяют предположить, что, вероятно, не весь объем вулканитов серии следует рассматривать как следствие магматизма в островодужных условиях, а часть их имеет рифтовую природу (Шульгина, Натапов, 1991). В ранней юре проявлен щелочной магматизм рифтовой природы (Лычагин, 1975). Для палеозойской и раннемезозойской части разреза чехла характерна фациальная невыдержанность типов разрезов, обилие локальных стратиграфических несогласий (Симаков, Шевченко, 1974; Шульгина, Натапов, 1991) (рис. 5.11, 5.12). Карбонатно-терригенные отложения представлены преимущественно морскими и мелководно-морскими фациями. Перед девоном и перед ранним карбоном фиксируются региональные размывы и несогласия (Гаги-ев, 1992). Мезозойские мелководно-морские отложения, начиная с батского яруса, характеризуются загрублением обломочного материала, в их составе появляются продукты размыва докембрийских кристаллических образований и палеозойских магматических пород (Саво-стин и др., 1993), что связывается с ранними проявлениями мезозойской складчатости (Савостан и др., 1994; Бондаренко, Диденко, 1997). Альбские вулканогенно-терригенные отложения залегают на более древних комплексах с угловым несогласием, маркируя верхний возрастной предел складчатости (Терехов, 1979; Шульгина, Натапов, 1991). Мощность и полнота разрезов позднепалеозойско-мезозойских отложений возрастают в периферических частях Омолонского террейна по направлению к обрамляющим флишево-сланцевым террейнам: Сугойскому, Березовскому и Гижигинскому (Терехов, 1979; Шарков-ский, 1981; Didenko, Bondarenko, 2002) (рис. 5.11, 5.12).
По мере продвижения к западной границе Омолонского террейна возрастают полнота и мощность разрезов юрских отложений, а также их мористость (Шульгина, Натапов, 1991). Эту периферийную, относительно погруженную часть террейна вслед за В.С.Шульгиной предлагается вьщелять как отдельный структурный элемент - Коркодонский субтеррейн (Коркодонская складчатая зона) (Шульгина, Натапов, 1991). В ее пределах увеличивается степень дислоцированности палеозойского и мезозойского чехла (Мерзляков и др., 1982; Савостин и др., 1994) (рис. 5.10). От Юкагирского субтеррейна Коркодонский отделен системой субвертикальных разломов северо-западного простирания, выделяемых как Коркодонский разлом (рис. 5.13). От Сугойского флишево-сланцевого террейна Коркодонский субтеррейн отделен Тебанинским разломом (Шульгина, Натапов, 1991) (рис. 5.10, 5.13). Западнее Тебанинского разлома в пределах Сугойского террейна резко возрастает мощность мезозойских терригенных отложений
Тектоника Восточно-Кордильерской складчатой системы
Под Восточно-Кордильерской складчатой системой в данной работе понимается территория супертеррейна (или композитного террейна) Врангелия, включающего террейны Пенисюла и Александер (Nokleberg, Aleiniko 1994; Nokleberg et al., 1998), или его аналог - северная часть композитного террейна Южной Аляски (Plafker et al., 1994). Восточно-Кордильерская система-занимает пограничное положение между структурами альпийской Западно-Кордильерской аккреционной складчатой системы (южная часть композитного террейна Южной Аляски по (Plafker et al., 1994)), а также складчатой системой Кускоквим-Танана (рис. 2.1, 7.2, 7.3). Северным и восточным ограничением Восточно-Кордильерской складчатой системы является система сдвигов Денали-Тинтина, к которым приурочены мел-палеогеновые флишевые бассейны (Plafker, Berg, 1994). В структуре Восточно-Кордильерской системы принимают участие комплексы - индикаторы существования зон конвергенции между Северо-Американским кратоном и океаническими плитами Пацифики. Среди этих комплексов присутствуют разновозрастные вулканогенно-осадочные образования, формирование которых происходило в условиях активной окраины Андийского типа, энсиалических и энсиматических островных дуг, а также фрагменты разреза океанической коры Пацифики. Фиксируется несколько этапов островодужного магматизма, которые разделены периодами тектонических деформаций: силур-поздний девон (дуга Сикер), поздний карбон-пермь (дуга Сколай), поздний триас — средняя-поздняя юра (дуги Талкетна, Стикиния-Квиснеллия и Таку-Адмиралти), поздняя юра - ранний мела (дуги Тогиак-Гудньюс, Читина-Чизана и Гравина-Нутзотин) и альб-поздний мел-палеоген (дуга или окраинно-континентальный пояс Клуни) (Plafker, Berg, 1994; Nokleberg, Aleiniko 1994) (рис. 7.1). В данной работе наиболее детально рассматриваются комплексы, маркирующие позднепалеозойские и мезозойские (доальбские) зоныы конвергенции.
Детали геологического строения, магматизма и характер фундамента позднеюрско-раннемеловых островных дуг меняются по простиранию Восточно-Кордильерской складчатой системы. Это позволяет применительно к позднеюрско-раннемеловым островодужным комплексам выделить в ее составе в направлении с севера на юг несколько основных сегментов: Тогиак-Гудньюс, Врангелия и Юго-Восточной Аляски (рис. 7.2). Сегмент Тогиак-Гудньюс занимают территорию п-ва Гудныос, где комплексы мезозойской энсиматической островной дуги обдуцированы в северо-западном направлении на структуры кратонного террейна Центральный (рис. 7.3). В направлении с севера на юг в составе покровного пакета выделяются образования террейнов Хэйджмейстер, Кулукак, Кэйп Пирс, Пла-тинум и Нуклук, Килбук и Нияк (рис. 7.3). Террейн Хэйджмейстер сложен юрскими толеитовыми пиллоу-базальтами с горизонтами грауваккового флиша. Выше несогласно залегают валанжин-альбские базальты, андезиты и туфотерригенные отложения. Эффузивы обеих частей разреза обладают геохимическими свойствами вулканитов энсиматических островных дуг (Box, 1985,1994; Decker et al., 1994). Эти образования интерпретируются как комплексы осевой части энсиматической дуги (Box, 1985; Decker et al., 1994). В основании островодужного разреза залегают океанические пиллоу-базальты и кремни позднетриасового возраста, испытавшие досреднеюрские деформации (Box, 1985). Вдоль тектонического контакта с террейном Гудныос расположены среднеюрские базит-ультрабазитовые щелочные плутоны, прорывающие породы юры.
Перекрывающий комплекс Кускоквим (неоавтохтон) альб-коньякского возраста несогласно залегает на покровной структуре. Нижняя часть его разреза сложена полимиктовым флишем. Флиш несогласно перекрыт окраинно-континентальными эффузивами Клуни с возрастом 80-60 млн. лет (Decker et al., 1994). Породы комплекса Кускоквим смяты в складки и осложнены надвигами и взбросами. Интенсивность деформаций заметно ниже, чем в подстилающиих породах, и понижается вверх по разрезу. Складчато-надвиговая структура района сегментирована мел-палеогеновыми сдвигами (рис. 7.3). Палеомагнитные данные свидетельствуют, что триасовые океанические образования фундамента островной дуги Тогиак до начала островодужного магматизма были перемещены в северном направлении на 18 (Engebretson, Wallace, 1985). Позднепалеозойские ивестняки из аккреционного меланжа содержат фаунистические остатки, характеризующие тропические условия их образования (Box, 1985). Данных о палеошироте формирования собственно острово-дужных образований нет. Таким образом, мезозойские комплексы сегмента Тогиак-Гудньюс характеризуют па-леолатеральный ряд структур юрско-раннемеловой энсиматической островной дуги (Box, 1994), которая в составе океанических плит Мезопацифики мигрировала в сторону Северной Америки и в конце неокома (до альба) причленилась к ней, и была смодулирована на ее окраину (рис. 7.4). Вероятно, эта островная дуга располагалась ближе к североамериканскому континенту, чем островные дуги Талкетна-Бонанза и Читана, применившиеся к Северной Америке в конце раннего мела, подставляя их кулисообразно. В пределах Западно-Корякской складчатой системы элементами этой островодужной системы могли быть островные дуги Пекульнейского и Чукотского сегментов, а также фрагменты энсиматической дуги, обнаруженные в составе аккреционной структуры Берегового террейна Тайгоносского сегмента, террейна м. Омгон Западной Камчатки, Квахонского террейна Срединно-Камчатского метаморфического выступа. Сегмент (супертеррейп) Врангелия включает иногда выделяемые как самостоятельные террейны Пенинсюла, собственно Врангелия и Александер, расположенные в пределах полосы между сдвиговыми зонами Денали-Тинтина на севере и Бордер Ридж на юге (рис. 7.2). Включает разновозрастные островодужные и океанические террейны, причленение которых к окраине Северной Америки завершилось в раннем мелу (Plafker et al., 1994; Nokleberg, Aleinikoff, 1994; Nokleberg et al., 1998).
Террейн Врангелия. В основании разреза террейна залегают предположительно ранне-палеозойские комплексы метаморфических апотерригенных кристаллосланцев и метаморфизо-ванных гранитов. Они условно сопоставляются с раннепалеозойскими образованиями дуги Си-кер террейна Александер (Jones et al., 1977; Brandon et al., 1989; Nokleberg, Plafker, 1994). Позд-непалеозойские образования представлены вулканогенно-осадочными породами каменноуголь-но-пермского возраста энсиматической островной дуги Сколай (рис. 7.5) - андезитами, базальтами, их туфами, обломочными граувакковыми отложениями в ассоциации с известняками в верхней части разреза (более 2000 м) (Gardner et al., 1988).
Мезозойские образования, относимые к энсиматической островной дуге Танкетна, представлены позднетриасовыми базальтами, пикритами, аргиллитами, кремнями, туфотерриген-ными породами мощностью до 4300 м, прорванными комагматичными эффузивам дайками и силлами габбро-ультрабазитов формации Николай Гринстоун.
Деформационная история складчатых систем мезозоид южнее коллизионного шва
Наиболее полно модели мезозойской деформационной истории для структур складчатых систем Колымской Петли и Кускоквим-Танана разработаны в публикациях (Гусев, 1979; Churkin et al., 1982; Парфенов и др., 1988; 2001; Соколов и др., 1997; Бондаренко, 1996; Бондаренко, Диденко, 1997; Patton et al., 1994; Plafker, Berg, 1994; Оксман, 200, и др.). В мезозойской деформационной истории складчатых систем, расположенных южнее коллизионного шва выделяется два основных этапа структурообразования - средне-позднеюрский и раннемеловой. Первый из них связан с пространственным совмещением микроконтинентов (амальгамацией) в более крупные структуры - супертеррейны, а второй - с вхождением этих супертерренов в состав континентальных окраин (коллизией). Приколымского, Омолонского и др. Среднеюрское деформационное событие связывается с началом пространственного совмещения микроконтинентов, а также тектоническим транспортом в южном направлении и надвиганием офиолигговых пластин (фрагментов океанической коры Протоарктического океана) на структуры пасивных окраин данных микроконтинентов. В период с середины средней юры до второй половины поздней юры сформировалась основная часть складчато-надвиговых структур региона (Оксман, 2000). В конце поздней юры и в раннем мелу структуры западной части Колымской Петли в составе единого Колыма-Омолонского супертеррейна испытали коллизию с окраиной Сибири. Кора флишево-сланцевых бассейнов (в том числе океанического типа), разделявших сибирскую окраину и Колыма-Омолонский супертеррейн испытала погружение (субдукцию) под сиалические структуры супертеррейна, что сопровождалось формирование Уяндина-Ясачненского окраинно-континентального вулканического пояса (Парфенов и др., 2001). Процесс коллизии сопровождался формированием сдвигов северо-западного простирания вдоль северного и южного обрамления Колыма-Омолонского супертеррейна. Во фронтальной (лидирующей) части супертеррейна доминировали надвиговые деформации (Оксман, 2000). Деформационная история восточной части складчатой системы Колымской Петли. Восточная часть Колымской Петли включает Омолонский и Приколымский кратонные террейны, а также юго-восточную часть Омулевского кратонного терреина и северную часть Сугойского флишевого терреина (рис. 5.13, 8.41).
В мезозойской деформационной истории региона отчетливо выделяются два деформационных события. Ранний деформационный этап. Среди структурных форм раннего деформационного этапа выделяются парагенезы двух генераций. Наиболее ранние структурные формы фиксируются в пределах зон субпараллельных напластованию срывов в терригенных пачках отложений верхнего палеозоя и мезозоя. Наиболее ярко они проявлены в верхнепалеозойских отложениях западной части Ярходонского субтеррейна и восточной части Маховикско-Бургалийского субтеррейна. Послойные срывы приуроченных к границам пачек с различной компетентностью и проявлены в пределах существенно глинистых прослоев. Эти зоны маркируются структурами C-S милонитов, содержащими «хвостатые» будины, малоамплитудные ветвящиеся структуры типа «дуплекс». Эти формы позволяют реконструировать направление перемещений вдоль данных зон срывов. Оно соответствует надвиговому и совпадает с более поздними и шире проявленными деформациями. Иногда фиксируются более масштабные проявления дуплексов, связанных с более поздним деформационным событием (рис. 8.42-1, т.н. 53, 55, 57, 8.43 нижний профиль). На рис. 8-І, т.н. видно, что зоны ранних послойных срывов замяты в изоклинальные складки. Данное деформационное событие следует рассматривать как инициальную стадию средне-позднеюрского пролонгированного этапа складчатости в регионе (Савостин и др., 1994; Бондаренко, 1996).
Гораздо шире проявлены коаксиальные структурные формы более поздних стадий складчато-надвиговых деформаций. Они представлены асимметричными, опрокинутыми и ныряющими складками, в том числе изоклинальными, кливажем осевой плоскости, а также сопряженными надвигами, взбросами, зонами хрупко-пластических деформаций автокластических меланжей типа «broken» (рис. 8.42). Складчатость этого этапа полнее всего проявлена во флишевых отложениях Сугойского террейна (рис. 5.15, 8.42, 8.43), а также в карбонатно-терригенных отложениях Ярходонского и Маховикско-Бургалийского субтеррейнов (рис. 8.42-П и Ш). Напряженные складки и складки-дуплексы, а также сопровождающий их кливаж осевой плоскости характеризуются преимущественно восточной вергентностью (рис. 8.42-П и Ш). В пределах Сугойского террейна выделяются также ныряющие изоклинальные складки западной вергнтности (рис. 5.15). Отличительной особенностью этого структурного парагенеза является субгоризонтальное положение осей складок и длинных осей будин при доминирующей север-северо-восточной ориентировке линейных элементов (оси складок, длинные оси будин, линейность пересечения кливажа и слоистости, муллион-структуры) (рис. 8.42 П и Ш, стереограммы под врезками к т.н. 28, 48, 51, 53, 59). В юго-восточной части Омулевского террейна в бассейне р. Ясачная структурные формы раннего деформационного этапа затушеваны в результате более поздних сдвиговых перемещений (Алексютин и др., 1999). Удается выделить реликтовые фрагменты пологих субсогласных со слоистостью зон срывов со структурами C-S милонитов, пологих надвигов и взбросов, по которым фиксируется тектонический транспорт с направлении с севера на юг в современных координатах, а также опрокинутые на юг-юго-запад складки слоистости с пологими осями и кливажем осевой плоскости (рис. 8. 44). Структурные формы раннего деформационного этапа следует рассматривать как результат пролонгированных во времени субкоаксиальных деформаций сжатия, ориентированных субширотно по отношению к современной структуре региона. По времени проявления эти деформации совпадают с основным этапом складчатости в регионе в средней -поздней юре, в течение которого микроконтиненты объединились в единый и относительно жесткий Колыма-Омолонский супертеррейн (Савостин и др., 1993, 1994; Бондаренко, Диденко, 1997; Didenko et al., 2002).
Похожие диссертации на Тектоника и геодинамическая эволюция мезозоид северного обрамления Тихого океана
