ДОКЛАДЫ АКАДЕМИИ НАУК, 2013, том 450, № 2, с. 199-203
= ГЕОЛОГИЯ =
УДК 551.72:551.253:550.93
ВОЗРАСТ БЛАСТОМИЛОНИТОВ ПРИЕНИСЕЙСКОЙ РЕГИОНАЛЬНОЙ СДВИГОВОЙ ЗОНЫ КАК СВИДЕТЕЛЬСТВО ВЕНДСКИХ АККРЕЦИОННО-КОЛЛИЗИОННЫХ СОБЫТИЙ НА ЗАПАДНОЙ ОКРАИНЕ СИБИРСКОГО КРАТОНА
© 2013 г. И. И. Лиханов, академик В. В. Ревердатто, С. В. Зиновьев, А. Д. Ножкин
Поступило 12.12.2012 г.
БО1: 10.7868/80869565213150218
Енисейский кряж — крупная покровно-склад-чатая структура, заложенная на архей-раннепро-терозойском фундаменте западной окраины Сибирского кратона. В настоящее время комплексом изотопно-геохимических данных надежно определены основные этапы тектонических событий в его геологической истории в диапазоне 1.9-0.65 млрд лет [1]. Дискуссионным остается вопрос о времени аккреционно-коллизионных процессов, в результате которых произошла амальгамация докембрийских террейнов в составе Саяно-Енисейского аккреционного пояса и их причленение к окраине Сибирского кратона. Недавно появились первые свидетельства проявлений этих процессов вендского времени на западной окраине Сибирского кратона, полученные для неопротерозойского островодужного комплекса Предивинского террейна [2], примыкающего к раннедокембрийскому Ангаро-Канскому блоку (Южно-Енисейский кряж). Эти результаты открыли перспективы для обнаружения аналогичных примеров вендских тектоно-термальных событий в заангарской части Енисейского кряжа, обусловленных коллизией Исаковского террейна и Центрального кратонного блока. Повышенный интерес к этому возрастному рубежу связан с тем, что он маркирует завершающий этап неопротерозойской истории Енисейского кряжа. С этой целью на основе 40Лг-39Лг-датировок слюд нами определен возраст заключительных деформаций пород гаревского метаморфического комплекса, представленных бластомилонитами Приенисей-ской региональной сдвиговой зоны.
Енисейский кряж - древний ороген коллизи-онно-аккреционного типа, отличающийся структурой с утолщенной корой, сохранившейся в те-
Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева Сибирского отделения Российской Академии наук, Новосибирск
чение длительного геологического времени [3]. В его строении выделяются два крупных сегмента -Южно-Енисейский и Заангарский, разделенные субширотным Нижнеангарским региональным разломом. К югу от этого разлома выделены два структурных элемента - палеопротерозойский кратонный Ангаро-Канский блок и неопротерозойский островодужный Предивинский террейн. К северу от Ангарского разлома, в заангарской части, Енисейский кряж сложен палеопротерозой-скими и мезо-неопротерозойскими породами, составляющими Восточный (приплатформенный), Центральный блоки и Исаковский (западный) островодужный террейн. Все тектонические блоки и пластины разделены крупными региональными разломами — системами дизъюнктивов преимущественно северо-западного простирания с субвертикальным падением. Эти глубинные разломы часто сопровождаются оперяющими структурами более высокого порядка, вблизи которых происходит коллизия более мелких блоков с образованием надвигов. Последнее вызывает неоднородный по давлению региональный метаморфизм, выраженный сочетанием двух фациальных серий низких и умеренных давлений [4, 5].
В качестве объекта исследования нами был выбран гаревский метаморфический комплекс (ГМК), сложенный древнейшими в Заангарье Енисейского кряжа породами. Он располагается в пределах Приенисейской региональной сдвиговой зоны (ПРСЗ) — крупной деформационно-метаморфической структуры линеаментного типа [6], разделяющей Центральный кратонный блок и Исаковский островодужный террейн. Эта зона является продолжением Байкало-Енисейского разлома и тяготеет к правобережной части Енисея, протягиваясь вдоль западной окраины кряжа не менее чем на 200 км при ширине 50—70 км. В строении ПРСЗ устанавлены: 1) комплексы тектонитов; 2) морфологически выраженные разломы преимущественно сдвигового характера;
3) тела-включения инъекционной природы; 4) реликтовые блоки слабо преобразованного исходного субстрата [7]. В целом же ПРСЗ характеризуется контрастным метаморфизмом, интенсивным рас-сланцеванием и динамической рекристаллизацией пород.
В развитии ГМК были выделены два основных этапа, различающихся термодинамическими режимами и величинами метаморфических градиентов [7]. На первом этапе сформировались метаморфические комплексы в условиях среднетемпе-ратурной амфиболитовой фации регионального метаморфизма умеренных давлений с возрастом 975—955 млн лет в интервале Р = 7.7—8.6 кбар и Т= = 580—630°С, что соответствует погружению блока пород в средние части континентальной коры при метаморфическом градиенте йТ/йИ ~ 20— 30°С/км. Эти процессы фиксируют верхнюю возрастную границу становления гранитоидов ГМК. На втором этапе породы испытали позднерифей-ский (900-870 млн лет; и-РЬ(8НЯШР-П)- и 40Аг-39Лг-датировки) синэксгумационный дина-мометаморфизм в условиях эпидот-амфиболито-вой фации (Р = 3.9-4.9 кбар и Т = 460-550°С) при низком метаморфическом градиенте с йТ/йИ не более 10°С/км, с образованием комплекса бла-стомилонитов в проникающих зонах хрупко- и вязкопластичных деформаций. В этих зонах осуществлялся вывод (эксгумация) высокометамор-физованных блоков ГМК в верхние структурные этажи континентальной коры.
В строении ГМК принимают участие биотито-вые плагиогнейсограниты немтихинской толщи, которые выше по разрезу сменяются порфиро-бластическими гранитогнейсами и гранат-дву-слюдяными кристаллическими сланцами с широким развитием пегматитов и продуктов ультраметаморфизма (мигматитов) и подчиненным количеством амфиболитов и метатерригенно-карбонатных пород (кварцитов, кальцифиров, мраморов) малогаревской толщи. В приразломных зонах деформаций по биотитовым плагиогнейсам немтихинской толщи и порфиробластическим гра-нитогнейсам и кристаллическим сланцам малога-ревской толщи развиты два типа тектонитов, представленных Б1- и ^2-бластомилонитами, сформированными в условиях сдвигового режима [7].
Бластомилониты первого и второго типов образуют тела линзовидно-ленточной морфологии, длина которых намного превышает их ширину. Они ориентированы согласно общему простиранию ПРСЗ и совпадают с направлением сдвигового потока. Минеральный состав ^-бластомилонитов представлен низкотемпературными парагенезиса-ми с участием хлорита, альбита, микроклина, мусковита, эпидота, стильпномелана и сфена, образованными в условиях эквивалентных хлоритовой субфации фации зеленых сланцев. Часто
бластомилониты сопровождаются поздней интенсивной микроклинизацией по проницае-
мым зонам. Главной особенностью их строения в структуре ПРСЗ является достаточно пологое залегание пластов пород - от субгоризонтального до слабонаклонного (максимальные углы падения до 25°-30°) вдали от разломов (рис. 1), ширина выходов которых на дневную поверхность достигает первых десятков километров. Для них характерны тектониты, слагающие полого-наклонные зоны ка-такластического течения, в которых множественные сдвиги маркируются низкотемпературными слоистыми силикатными минералами с образованием сланцеватой текстуры с деформированными пор-фиробластами (порфирокластами) полевого шпата. В ^-бластомилонитах также широко проявлены процессы милонитизации, пластического проскальзывания, струйчатые текстуры облекания, растаскивания, раздавливания и вращения порфирокластов и сегрегационных обособлений. Как правило, пространство между растащенными фрагментами пор-фирокластов выполнено кварцевым материалом.
Характерными признаками ^2-бластомилони-тов являются линейная деформационная гнейсо-видность, наличие упорядоченных структур пластического течения, проявленных в ламинарных и турбулентных формах, растяжение и разрыв складок течения с кулисообразной морфологией, полоски излома в слюдах, "тени давления" перекристаллизованного кварца, 8-образные и сильно деформированные зерна граната со структурами "снежного кома", разрывы минеральных зерен со смещением и формированием лоскутных полосок, параллелизм в распределении мелкозернистых линзообразных минеральных агрегатов, а также рассланцевание, катаклаз и будинаж мигматитов. В бластомилонитовых комплексах фиксируются лево- и правосторонние сдвиги с некоторым преобладанием вторых над первыми в соотношении 40% к 60% (направление перемещения породных масс в тектонитах установлено по анализу структур изгиба и вращения порфирокластов и порфиробластов). Тела бластомилонитов ограничиваются поверхностями срыва и притирания по латерали и фестончатыми ограничениями по простиранию. Крутопадающие зоны прослеживаются на десятки и сотни километров при ширине от сотен метров до первых километров и сопровождаются ортоклазовыми жилами пегматитов, поздними зонами микроклинизации и окварцевания. В целом установленные для бластомилонитовых комплексов ПРСЗ признаки идентичны и для тектонитов других региональных сдвиговых зон [8]. По нашим представлениям, они отражают различные стадии деформаций в геодинамических обста-новках растяжения (Огбластомилониты) и сжатия (^2-бластомилониты) континентальной коры, причем крутопадающие шиарзоны являлись сме-стителями, по которым осуществлялась транс -портировка блоков пород (эксгумация).
На заключительных этапах развития ПРСЗ процессы динамического воздействия приводят к
Рис. 1. Схема геологического строения гаревского метаморфического комплекса в бассейне нижнего-среднего течения р. Гаревка. На врезке — положение Енисейского кряжа в западной части Сибирского кратона (в увеличенном масштабе 2:1) и границы ГМК в пределах Енисейского кряжа (темным цветом).
1 — аллювий; Тейский полиметаморфический комплекс (ТПМК): 2 — филлиты, кварциты, кристаллические сланцы кординской свиты, 3 — высокоглиноземистые кристаллические сланцы свиты хребта Карпинского; ГМК: 4 — порфи-робластические микроклиновые гранитогнейсы и гнейсограниты К-ряда, кристаллические сланцы, прослои амфиболитов, метакарбонатных пород, кварцитов малогаревской толщи, 5 — плагиогнейсограниты Na-серии, амфиболиты, мигматиты немтихинской толщи; магматические образования, пространственно залегающие в ГМК: 6 — граниты глу-шихинского комплекса, 7 — биотит-амфиболовые г
Для дальнейшего прочтения статьи необходимо приобрести полный текст. Статьи высылаются в формате PDF на указанную при оплате почту. Время доставки составляет менее 10 минут. Стоимость одной статьи — 150 рублей.