CC BY
309
---------------------------- © А.С. Статива, С.В. Трофименко,
Н.Н. Гриб, 2006
УДК 551.24 (571.56)
А.С. Статива, С.В. Трофименко, Н.Н. Гриб
АНАЛИЗ СУЩЕСТВУЮЩИХ ПРЕДСТАВЛЕНИЙ О ТЕКТОНИКЕ АЛДАНСКОГО ЩИТА
Системы разломов земной коры привлекают интерес исследователей по следующим основным причинам.
1. Они участвуют в формировании поверхностного тек-тоническогоплана большинства геологических регионов.
2. Являются путями миграции рудоносных растворов и органических соединений.
3. Непосредственно участвуют в формировании месторождений полезных ископаемых или создают условия для этого.
История изучения тектоники земной коры сложилась так, что длительное время непомерно большое внимание уделялось пликативным структурам (концепция геосинклиналей и платформ), а разломы рассматривались как образования, нарушающие их плановый ход. Недооценка роли разломов в формировании структуры земной корм в концепции геосинклиналей и платформ затормозили процесс изучения пространственных и генетических закономерностей их образования.
В 50-е годы опубликовано ряд работ А. В. Пейве, посвященных дизъюнктивной тектонике. В частности, им введено понятие глубинный разлом и подчеркнута тесная взаимосвязь разломов земной коры с осадконакоплением, складчатостью и образованием месторождений полезных ископаемых. Значение изучения разломов земной коры определяется и тем, что более 85 % рудных месторождений мира прямо или косвенно связаны с разломами.
Наибольший интерес представляют разломы, нарушающие, по крайней мере, всю земную кору (по терминологии А.В. Пейве - глубинные разломы). Прямым геологическим методам доступны для изучения только самые верхние части таких разломов. Пространственное расположение и глубина проникновения разломов определяются геофизическими методами. Так как геофизические методы не являются прямыми, то успех их использования в значительной степени зависит от выбора исходной концепции и модели.
Правильный выбор модели геологической среда предопределяет успех в изучении разломов. В связи с этим при формировании исходной модели используются все известные сведения об изучаемых объектах. Если модель выбрана неправильно, то результаты интерпретации физических полей могут оказаться весьма далекими от действительности. Все дальнейшее рассмотрение вопросов тектонического строения Алданского щита будет рассматриваться именно с этих позиций.
Изучению разломов Алданского щита и Становой области посвящены работы Билибиной Г.В., Гривсяна Р.И., Дзевановского Ю.К., Иванова И.Б., Казанского В.И., Кулиша Е.А., Максимова Е.П., Малышева Ю.Ф., Мельникова А.И., Мокроусова В.А,, Минкина Д.М., Мухина В.А., Павловского Е.В., Пиотровского М.В., Фрумкина И.М., Фомина Д.П., Хренова П.М., Черкасова Р.Ф., Юшманова В.В. и других [1-37].
При изучении внутреннего строения разломов фундамента в Центрально-Алданском районе В.Л.Казанский (1965 г.) [7] на основании явления полиметаморфизма разграничивает два периода их развития. Первый - позднеархейский, когда метаморфизм проходил в условиях альман-дин-амфиболовой фации и второй - мезозойский, когда происходили катаклаз и низкотемпературные преобразования вмещающих пород. Изученные разломы простираются параллельно складкам архейских метаморфических пород и пересекают их по падению.
В 1967 г. Т. В. Билибина, А. Д. Дашкова и др. [8] классифицируют разрывные нарушения в несколько возрастных групп. Самые древние, возникающие в позднем архее или
раннем протерозое и создавшие главную систему тектонических трещин, относятся к разрывным дислокациям сжатия. Они выразились в образовании протяженных и мощных зон бласто - и ультрамилонитов, нередко сопряженных с областями проявления остаточной гранитизации. К этой группе относится наиболее крупная Тыркандинская зона разломов, которая рассекает Алданский щит в северозападном направлении. Разломы этого возраста местами ограничивают блоковые выступы архейского фундамента. Большей частью они ориентированы в северо-западном направлении и значительно реже - в северо-восточном. Характерно, что к главнейшим системам этих разломов приурочены места заложения верхнепротерозойских и кембрийских грабен-синеклиз. Омоложение этой группы разломов и образование более густой системы крупных и протяженных разломов северо-восточного и северозападного направлений происходило в период формирования Сибирской платформы. Разломы эти сбросового типа, нередко прерывистые, длина отдельных фрагментов 100150 км. Положение их в ряде случаев маркируется дайками диабазов, возраст которых определяется как позднепротерозойский и палеозойский.
Разрывные нарушения обоих типов концентрируются в антиклинорных частях щита и обычно в местах широкого проявления процессов ультраметаморфизма.
Очень большое влияние на геологическое развитие Алданского щита оказали тектономагматические активизации мезозойского и кайнозойского возрастов, протекавшие от ранней юры до позднего мела и возобновившиеся в палеогене и четвертичном периоде.
Мезозойские разломы раскололи щит вдоль заложенных ранее тектонических трещин северо-западного и северо-восточного направлений, имеющих региональное значение, а также активизировали древние зоны милонитиза-ции. Будучи связанными с мощными глубинными процессами, эти разломы широко распространились в пределах сводового поднятия щита. Слабая механическая напряженность тектонических подвижек сказалась в небольшой амплитуде глыбовых перемещений и неравномерной сте-
пени дробления и катаклаза пород в зонах разломов. Максимальный размах дизъюнктивных дислокаций происходил на юге щита, где сбросо-сдвиговым и надвиговым перемещениям сопутствовало складкообразование.
Мезозойские магматические процессы привели к образованию алданского вулканогенно-интрузивного комплекса щелочных и щелочноземельных пород и гранитоидов лар-бинского (на востоке щита удского) комплекса. Мезозойские гранитные интрузии и субвулканические породы лар-бинского комплекса локализуются в пределах омоложенной в мезозое Джугджуро-Становой зоны глубинных разломов [9]. С Алданским комплексом связана золоторудная минерализация, поэтому большое значение имеет пространственное размещение интрузий и вулканических тел. К самым поздним магматическим проявлениям в активизированных частях щита относятся палеогеновые базальты и долериты, концентрирующиеся в южной части щита. Тек-тоно-магматическая активизация третичного времени привела к образованию экструзий и близповерхностных интрузий щелочных магм сложного состава и генезиса.
Таким образом, глубинные разломы докембрийского заложения, омоложенные в палеозое и мезозое, связанные с ними пространственно грабен-синеклизы верхне-протерозойско-кембрийского возраста и мезозойские наложенные впадины являются главными факторами, определяющими области концентрации магматических тел алданского вулканогенно-интрузивного комплекса.
Региональные долгоживущие разломы северозападного и северовосточного простираний, в местах, пересечения ко-торых заложились сложные вулканотектонические структуры являются факторами, определяющими размещение магматических масс внутри районов их распространения. В.И. Казанский и И.Б. Иванов в 1966 г. [10] получили значения абсолютного возраста кварц-ортоклазовых метасоматитов, подтверждающие связь гидротермальных процессов в разломах фундамента с мезозойской тектонической активизацией и магматизмом. Сопоставление возрастов бластомилонитов и метасоматитов доказывает, что при тектонической активизации в Цен-
трально-Алданском районе были омоложены нижнепротерозойские разломы, возникшие почти 2 млрд. лет назад во время становления кристаллического основания, вследствие чего их следует относить к разломам «сверх-длительного развития».
Основываясь на результатах среднемасштабного геологического картирования и дешифрирования аэрофотоснимков Л.М.Минкин [11] выделил протяженные разломы северо-западного и северо-восточного направлений, пересекающиеся в районе верховьев рек Большого и Малого Нимныра и Леглиера. Древний возраст этих систем доказывается приуроченностью к ним даек протерозойских диабазов.
В.А. Мухин [12], развивая идеи Л.М.Минкина, выделил на Олекмо-Тимтоиском междуречье четыре крупные зоны повышенной трещиноватости: Унгринскую, Амедичскую, Читинскую и Нимгеро-Леглиерскую и охарактеризовал их морфологию.
1 • 1 2 3 N.
Рис.1. Схемы расположения разрывных нарушений позднедокем-брийского заложения в центральной части Алданского щита (составлена по материалам ЯГУ, а также по данным В. А. Мухина, Е. А. Кулиша и Р. И. Гришкяна [30-32]): 1 - выходы докембрийского фундамента; 2 - распространение осадочного чехла; 3 - диагональные пояса разрывов в фундаменте щита (сгущением штрихов показаны хорошо выраженные участки); 4 - субширотные пояса разрывов в фундаменте щита; 6 - глубинные разломы раннедокембрийского заложения
Р. И. Гришкян [13] докембрийские разрывные структуры по времени их заложения условно подразделяет на ранне-докембрийские и позднедокембрийские. К первым относятся глубинные разломы, расположенные внутри щита и по его обрамлению. Вторые, по мнению большинства исследователей, формировались после завершения складчатости. Р.И. Гришкян характеризует три главнейшие системы поздне-докембрийских разломов в кристаллическом фундаменте Олекмо-Учурского междуречья, выявленные по разной их ориентировке в плане, особенностям морфологии и механизма образования (рис. 1). Выделяется диагональная сетка поясов разломов северо-западного и севе-
ро-восточного направлений. Пояса протягиваются через 40-50 км друг от друга.
Сетка поясов занимает область, ограниченную р. Ам-гой на севере и хр. Становым на юге, левобережьем р. Олекмы на западе и р. Учуром на востоке. Ширина поясов изменяется от нескольких до 20-30 км, местами пояса расходятся или даже теряются.
Выделяется также несколько субширотных поясов при дешифрировании аэроснимков по районам, примыкающим к р. Тимптон и данным геологических съемок Якутского геологического управления (ЯГУ). С севера на юг в области выделяются четыре субширотных пояса. Один в бассейне р. Джелтулы (правый приток р.Тимптон в его низовье), второй - примерно на широте Канкунского флогопитоносного поля между реками Унгра и Гыным, третий - в бассейне р. Тимптон ниже устья р. Чульман, четвертый - на широте между истоками р.Алдан и р. Малемкан (правобережный приток р. Тимптон). Указанные пояса имеют ширину от нескольких до десятков километров и протяженность в несколько сотен километров.
В плане каждый из поясов образует сложный чешуйчатый рисунок разрывов по типу, описанному для бассейна р.Большой и Малый Малемкан Е.А. Кулишом [14].
Диагональные и субширотные системы разломов пересекаются субмеридиональными зонами дробления. Причем диагональные и субширотные пояса повсеместно, а субме-ридиональные нарушения иногда сопровождаются дайками диабазов мощностью от первых до десятков метров и протяженностью от нескольких сотен метров до первых км. Диабазы внедрялись по поверхностям отдельных разрывов или трещинам региональной отдельности диагонального заложения, которая сформировалась после завершения складчатых деформаций и образования поясов. Заложение трещин отдельности Р.Л. Гришкян считает возможным связывать с воздействием планетарного поля напряжения.
В связи с наличием одинаковых по составу и структуре тектонитов в разломах субширотных и диагональных поясов автор указывает на сходство динамических и температурных условий их образования. Благодаря происшедшей
переориентировке напряжений на заключительных этапах формировались субмеридиональные нарушения.
На основе механизма образования и развития систем диагональных, субширотных и субмеридиональных нарушений, автор дает заключение об образовании их в один тектонический акт - при сводовом поднятии Олекмо-Учурской области Алданского щита под действием активных вертикальных сил в поле общепланетарных напряжений [13].
В I971 г. П.М. Хренов в своей работе отметил, что в Восточной Сибири объективно существует сетка региональной трещиноватости ортогонального и диагонального направлений [15]. Она охватывает как древнюю Сибирскую платформу, так и ее складчатое обрамление и является составной частью общепланетарной системы разрывов регматического скалывания.
Межрегиональный пояс Становика-Джугджура, вытянутый в широтном направлении, является частью МонголоОхотского пояса и ограничивает с юга Алданский щит. Характеризуется пояс крупными субширотными надвигами и гигантскими пластовыми интрузиями этого же направления, хорошо выраженными на картах магнитного поля [16]. С позднего протерозоя до кайнозоя пояс разломов служил ареной проявления процессов интрузивной деятельности. Габбро-анортозиты и граниты протерозоя, гранитоиды позд-него палеозоя, юры и мела, а также различные вулканиты заполнили почти всю область, занимаемую хребтами Становик и Джугджур [17]. Активизация пояса в юрско-меловое время около Станового глубинного разлома характеризуется образованием крупных впадин (Чульман-ская, Гонамская, Токийская и др.), вытянутых согласно с разломами в широтном направлении.
На Алданском щите Ю.Ф.Малышев выделяет два основных типа до-кембрийских разломов; диагональные и ортогональные [18].
Разломы диагонального направления по представлениям многих исследователей (В.И. Казанский, Р.И. Гришкян, И.Б. Иванов, Ю.К. Дзевановский, В.А. Мокроусов и др.) [7, 10, 13, 19-21 и др.] были заложены в позднем архее.
Имеются и другие точки зрения о более раннем (Е.П. Максимов, А.Н. Угрюмов) [22] или более позднем (раннепротерозойском) Е. В. Павловский, Т.В. Билибина [23, 24] их возрасте. На поверхности эти разломы фиксируются в виде мощных (до 15 км) протяженных (сотни км) зон, состоящих из многочисленных коротких и маломощных разрывов, выполненных сланцеватыми бласто-милонитами, жильными телами ортотектитов, дайками измененных пород основного и среднего состава (В.И. Казанский) [7].
Разломы имеют преимущественно северо-западное (300320°) и северо-восточное (45-75°) простирание и вертикальное или крутонаклонное залегание плоскостей смесителей. Они контролируют положение полей гранитизации и размещение полезных ископаемых.
Разломы меридионального и широтного направлений выделяются на Алдане преимущественно по рассеянным зонам повышенной трещиноватости (Р.И. Гришкян) [13, 19] и при детальном картировании больших площадей по косвенным геологическим признакам (резкое изменение простирания и прямоугольные стыки складок, флексурные перегибы и т.д.). Е.П. Максимов и А.Н. Угрюмов [22] придают им ведущую роль при формировании куполов и всей складчатой структуры Центрального Алдана.
Наиболее крупными разломами территории Алданского щита, выделенными по материалам геофизических съемок, являются разломы меридиональной системы (Ю.Ф. Малышев) [18]. Это Амгинский, Тимптонский и Учурский разломы, характеризующиеся средней мощностью 20-40 км и большой протяженностью - в несколько сотен км (рис. 2). Расстояние между разломами составляет 230-250 км. Меридиональные разломы разделяют щит на три больших блока, отличающихся структурой архейских толщ и спецификой докембрийской гранитизации.
Разломы II, III и IV рангов (шаг соответственно 120-140, 50-70 и 30-40 км) образуют ортогональную, северозападную, широтную, северо-восточную и диагональную системы и контролируют размещение разновозрастных магматических, осадочных и метаморфических пород и их структурных дислокаций.
Рис. 2. Схема крупнейших разломов Алданского щита по геофизическим данным [18]: 1 - разломы первого ранга: 1-1- Амгинский, 1-2
- Тимптонсклй, 1-3 - Учурский 2 - второго ранга; 2-1 - Селигдарский, 1-2
- Якутский, 2-3 - Томптокано-Чабдинский, 2-4 - Северо-АлданскиЙ, 2-5 -Хатымино - тимптоканский, 2-6 - Пристановой; 2-7 - Беркакитский, 2-8 -Билирский, 2-9 - Тыркандинский, 2-10 - Хайканский, 2-11- Даньский, 212 - Ингилийский; 3 - третьего порядка
Разломы II ранга ортогональной системы щита представлены тремя широтными зонами (Северо-Алданская, Ха-тымино-Томптоканская, Пристановая) и шестью меридиональными зонами (Амгинская, Тимптонская, Учурская, Со-лигдарская, Якутская, Томтокано-Чебдинская).
Разломы II ранга северо-западных аномальных зон отличаются от ортогональной системы спецификой своего проявления в аномальных полях и представлены шестью зонами (Беркакитская, Белирская, Тыркандинская, Хайкан-ская, Данъская, Ингилийская). Ширина зон колеблется в пределах 10-20 км (см. рис. 3.2) [18].
Разломы III ранга составляют широтную и северовосточную системы и представлены преимущественно секущими зонами, не разграничивающими существенно различные по геологическому строению участки. Средняя ширина их 5-15 км. В широтную систему входят Нимныро-Кет-капская, Дхелтулино-Ковальканская и Нульмано-Чадская
зоны, которые располагаются между широтными разломами II ранга. Протяженные зоны северо-восточного простирания регулярней сети не образуют.
Среди северо-восточных зон выделяются три зоны с азимутом простирания 60-65° (Суннагинская, Тынымская, Гонамская), три зоны с азимутом простирания 25-30 (Ме-гюскянская, Джандинская, Алгоминская) и Учуро-Майская зона с азимутом простирания 40°.
Все зоны располагаются к востоку от р.Тимптон и на геофизических картах выделяются по гравиметрическим данным (Ю.Ф. Малышев) [18]. Все разломы II и III рангов являются долгоживущими, о чем свидетельствует приуроченность к ним разновозрастных магматических образований. Разломы ортогональной и северо-западной систем были заложены в докембрии, что подтверждается наличием в них древних бластомилонитов, бластокатаклазитов и докембрийских даек. Возраст же северо-восточных разломов не древнее палеозоя, а возможно и мезозоя. Принципиально новые данные получены о строении широтных разломов II и III рангов, позволяющие предполагать их наклонное к югу залегание, параллельное плоскости южного ограничения Чульманской впадины (рис. 3). Ю.Ф. Малышев предполагает существование на Алданском щите серии крупных широтных расколов, придающих современной структуре щита чешуйчатый тип модели.
Долгоживущий характер широтных разломов автор рассматривает не как простое в тектоническом отношении их периодическое подновление в процессе длительной геологической эволюции щита, а как коренную перестройку древних широтных разломов в мезозое в результате однотипных тектонических движений, обусловивших наклонное и равномерное раскалывание Алданского щита. Ю.М. Саркисов и Б. В. Ермаков в 1982 г. в своей работе отмечают, что на востоке РФ сеть разломов формировалась с позднего архея до кайнозоя включительно, распадаясь на четыре основные системы разломов - Сибирскую, Байкальскую, Монголо-Охотскую и Тихоокеанскую [25]. Сибирская система разломов представлена доплатформенной, платфор-
Рис. 3. Схема широтных разломов центральной части Алданского щита [18]: 1 - разломы по геологическим данным, 2 - участки разломов по геофизическим данным, претерпевшие интенсивное изменение при метаморфизме и гранитизации
менной и эпиплатформенной орогенической стадиями развития.
Реликтом доплатформенной стадии является Алдано-Становая подсистема разломов, сформированная в архей -раннепротерозойское время и характеризующаяся диагонально-ортогональным структурным рисунком.
Среди них наиболее представительны архейские дизъюнктивы, проявленные на щите преимущественно в виде сбросов и реже взбросов. Они протягиваются из внутренних районов Сибирской платформы и, вероятно, наиболее древние из всех известных на территории РФ. Большая часть этих разломов ориентирована согласно с простираниями складчатых структур, что позволяет связывать их формирование с происходившими на Алданском щите процессами позднеархейской завершающей складчатости.
Меньшая часть архейских разломов ограничивает крупные тектонические блоки комплексов раннего и позднего архея.
Разломы имеют остросекущее положение по отношению к архейским складчатым структурам, прямолинейны и субвертикальны. Авторы предполагают, что их формирование связано с архейским доскладчатым развитием земной коры и обусловило самое раннее ее дробление и насыщение магматическими продуктами.
В существенно иной тектонической обстановке формировались древние разломы Становой зоны. Занимая секущее положение по отношению к архейским разломам щита, они простираются согласно с расположенными к югу широтными и субширотными структурами Монголо-Охотской складчатой области. Раннепротерозойские анортозитовые массивы в Становой зоне приурочены к наиболее протяженным субширотным разломам. Авторы подчеркивают тот факт, что архейские разломы Алданской зоны щита не прослеживаются в его Становой зоне, а также в МонголоОхотской складчатой области. Однако, южнее этих структур в пределах Буреинского массива, на их продолжении фиксируются отдельные разломы, которые также занимают несогласное положение по отношению к обрамляющим массив складчатым структурам Приамурья.
Все это свидетельствует о том, что в раннем протерозое Становая зона щита была континентальной окраиной Сибирского протоплатформенного блока, подвергшегося крутому дроблению под влиянием зарождавшейся Монголо-Охотской геосинклинали. Разломы Становой зоны долгое время представляли собой крупные сбросы, и лишь в конце палеозоя и мезозоя по ним происходили надвиговые и сдвиговые перемещения, которые наряду со складчатостью в Монголо-Охотской геосинклинали возникли в результате усиленных горизонтальных перемещений Сибирского и Буреинского блоков [25].
А.С. Емельяненко отмечает, что Становая зона, окон-туривающая южный выступ Алданского щита, интенсивной тектонической активизации подвергалась в юрско-меловое время [26]. При этом характерной особенностью является приуроченность проявления магматизма к диагональным
по отношению к простиранию зоны разломам северо-северо -западного направления, субперпендикулярного забайкальским структурам восток-северо-восточного направления.
Расчеты гравитационных ступеней М.В. Белдыревым и Л.М. Парфеновым [27] указывают на существование в южной части Алдано-Становой области резких границ в распределения глубинных плотностных масс в виде уступов с глубинами залегания верхних кромок 1,5-11 км, нижних кромок 20-70 км, наклоненных преимущественно к северу под углом 15-50°. Различия в плотности масс 0,05-0,3 г/см3. Проведенный анализ региональных гравитационных и магнитных аномалий привел к выводу о чешуйчато-надвиговой структуре земной коры рассматриваемого района, распространяющейся на всю ее толщину, которая была сформирована в конце мезозоя.
Морфотектонический анализ территории Алдано-Ста-нового региона, активизированного в мезо-кайнозое, позволил В.В Юшманову выделить линейный, решетчатый и нелинейный типы пересекающихся линеаментных систем [28].
Линейные системы представлены двумя поясами ли-неаментов северо-восточного (50-80°) направления, пересекающими субширотный Предстановой прогиб, выполненный юрскими и нижнемеловыми угленосными толщами. Главным из них является трансрегиональный Забайкало-Охотский пояс, состоящий из Южно-Забайкальской (5060°), Тимптоно-Учурской (60-70°) и Северо-Охотской (7080°) зон. Он включает разломы, в основном, сколового характера, протяженной зоны, наследующей позднемезозойскую зону тектономагматической активизации сдвиго-раздвигового характера. К ней приурочены повышенные концентрации малых интрузий позднемезозойского возраста, связанные с ними рудопроявления и повышенный метаморфизм углей. Решетчатая система образована пересекающимися и взаимосвязанными линеаментными зонами субширотного (100-115°) и субмеридионального (20-35°) направлений. Она включает новейшие разломы, сформированные в обстановке одностороннего субмеридиональ-
ного сжатия, обусловившего формирование БайкалоСтанового трансрегионального пояса новейших разломов и связанного с ним Станового поднятия (В.В.Юшманов) [28]. Эта система наследует скрытые разломы докембрийского заложения (М.В. Пиотровский, Р.Ф. Черкасов) [2, 29], в дальнейшем неоднократно подновлявшиеся. Позднеюрская активизация решетчатой системы разломов, связанная с замыканием Монголо-Охотской эвгеосинклинали, обусловила образование Южно-Алданской системы надвигов и складчатость юрских угленосных толщ в Предстано-вом прогибе (Д.М. Парфенов и др.) [30]. В позднем мезозое решетчатая система разломов в определенной мере контролировала размещение магматических комплексов центрального типа.
Нелинейные системы линеаментов разделяются на концентрические и ячеистые. Среди концентрических систем выделяют локальные и региональные (В.В.Юшманов) [28]. Локальные тектоно-магматические комплексы (10-60 км в поперечнике) обусловлены магматическими комплексами центрального типа (Е.П. Максимов) [31], сформированными в позднем мезозое и повторно активизированными в кайнозое (В. В. Юшманов). Объекты этого класса определяют локализацию рудных районов и узлов.
Региональные комплексы (100-500 км в поперечнике) контролируют пространственное размещение мезозойских магматических комплексов центрального типа и связанных с ними локальных комплексов. Они подразделяются в свою очередь на новообразованные (Тимптоно-Учурский) и унаследованные (Витимо-Олекминский, Олекмо-
Типтонский, Учу-ро-Майский, Центрально-Алданский), отражающие строение архейских концентрических комплексов.
Ячеистые системы представлены тесно сближенными замкнутыми линеаментами изометричной, гексагональной и близкой к ним формы. Выделяются положительные, где границами ячей служат горные хребты, окружающие центральное понижение, и отрицательные - речные долины. Положительные характерны для наземных форм локальных куполовидных (Буголинское) и региональных сводовых
(северный склон Станового поднятия) тектоно-
магматичееких комплексов. Отрицательные для горстовых и сводово-горстовых новейших поднятий (Суннагинское, Токинский Становик). Размер ячей в системах колеблется от 10-12 км до 20-50 км в поперечнике. Образование ячеистых систем линеаментов можно связать с процессом равномерного сжатия (для положительных) или растяжения (для отрицательных) участков земной коры над очагами разуплотнения мезозойского или кайнозойского возраста в различные стадии их развития. Размер ячей, по-видимому, отражает глубину подобных очагов [28].
Система разломов Станового структурного шва является древнейшей, возникшая в позднеархейское время и активно развивавшаяся на отдельных участках на протяжении всей геологической истории [32]. Северным ответвлением Станового шва является Чарско-Каларская дуга, разломным структурам которой характерно северозападное направление. Разломы этого направления определили конфигурацию большинства блоковых структур Ко-даро-Удоканской зоны в раннем протерозое. Основным стволом Станового шва считается группа разломов субши-ротного направления, оконтуривающая с севера Становую структурно-формационную зону позднеархейского времени образования (Хильгандо, Сюльбанский, Куандинекий, Ка-ларский). С востока Становой шов ограничивается Муйской структурно-формационной зоной раннепротерозойского возраста.
Многочисленные разломы, составляющие главный ствол Станового структурного шва, на значительном протяжении имеют северо-восточное и субширотное простирания, совпадающие с направлениями рифтогенных разломов. Совпадение это сопровождалось ярко выраженной реактивизацией древних разломов в неогенчетвертичное время. Изучение материалов по геологии района позволило сделать вывод, что различные участки Станового структурного шва, заложившегося в архейское время, продолжали активно существовать в палеозое и мезозое [32].
Разломы Муйской структурно-формационной зоны ориентированы в субмеридиональном или северо-западном направлениях и являются локальными элементами офио-литового пояса. Разломы Кодаро-Удоканской структурно-форма-ционной зоны раннепротерозойского возраста имеют два ведущих направления северо-восточное и северозападное. Системы кайнозойских разломов отражают геометрию механических напряжений на начальном этапе формирования рифтовой зоны северных бортов Муйской и Чарской впадин. Главное направление северо-восточное или субширотное, направление второго порядка - северозападное или субмеридиональное.
Таким образом Становой разлом можно рассматривать как глубинную тектоническую структуру длительного развития, заложившуюся в архее в качестве системы сопряженных линейно-дуговидных нарушений. В ходе эволюции земной коры она была преобразована в позднем архее -раннем протерозое в линейную зону повышенной проницаемости на границе двух регионов с различными эндогенными режимами.
На Удоканском и Олекминскем участках была изучена сеть региональных и локальных разломов [32].
Сеть внутриблоковых региональных разломов Удокан-ского участка сформировалась после завершения процессов раннепротерозойской гранитизации и неоднократно подновлялась в последующие эпохи тектогенеза. Преобладающая часть разломов этой группы имеет субширотное, реже субмеридиональнов простирание и контролирует внедрение основных (позднепротерозойских) и кислых (палеозойских) даек. Позднепротерозойские дайки основного состава, как правило, приурочены к субширотным разрывам. Палеозойские дайки кислого состава внедрялись, в основном, по разломам, имеющим северо-восточное и реже субмеридиональное простирание. Кварцевые жилы использовали все направления делимости земной коры.
Локальные разломы Удоканского участка также имеют преимущественно северо-восточное и северо-западное простирания, образуя сеть сопрягающихся между собой
под углом около 70-75° нарушений. Они являются диагональными по отношению к сети наиболее крупных субме-ридиональных и субширотных разломов.
На основе данных о пространственном размещении, морфологии и генетики разломов участка, авторы предположили, что на территории длительное время господствовали субгоризонтальные сжимающие тектонические напряжения, ориентированные в крутом северо-западном или субширотном на-правлениях [32].
Локальные разломы Олекминского участка северо-восточ-ного простирания в плане имеют менее выдержанную ориентировку (азимут простирания изменяется от 25 до 70°). Разломы северо-западного простирания изменяются в меньших пределах составляя в среднем около 330°
В целом для тектонического блока, расположенного севернее зоны Хани-Чульманского разлома, характерно преобладание локальных разломов северо-восточного, почти мери-дионального простирания.
В блоке, расположенном южнее того же разлома, развита правильная сеть диагонально ориентированных разломов с преобладанием азимутов простирания 60-65° для разломов северо-восточной ориентировки.
Как показали проведенные авторами палеокинемати-ческие реконструкции, на протяжении длительного времени сеть разломов района развивалась под влиянием преобладающих тангенциальных напряжений, ориентированных в субмеридиональном направлении.
В институте геофизики АН Украины рядом авторов (Т.В. Билибина, З.А. Крутиховская, В.К. Титов) была построена карта регионального магнитного поля Алданского щита [33]. Главная особенность морфологии поля - четкое разделение щита на четыре мегаблока: Чаро-Олекмннский, Центрально-Алданский, Тимптоно-Учурский, Батомгский. Мегаблоки щита разделены шовными зонами гетерогенного строения шириной 35-90 км.
Мегаблоки различаются по ассоциациям структурноформационных комплексов, метаморфизму, характеру складчатости и разломов, степени гранитизации и тектоно-
магма-тическцй активизации, а также по металлогении. Наиболее древние нижнеархейские комплексы образуют Центрально-Алданский и частично Тимптоно-Учурский мегаблоки, верхнеархейские составляют главную массу вещества Чаре-Олек-минского и Батомгского мегаблоков. Особое положение занимают геологические образования самого древнего курультинского раннеархейского комплекса, сглаживающего системы блоков на юге щита в пределах Дзжугжуро-Становой зоны и западной части Чаро-Олекминского мегаблока.
Шовные зоны, разделяющие блоки, фиксируются в региональном магнитном поле положительными аномалиями. Аномалии соответствуют проницаемым зонам, выраженным в различных формах трещиноватости земной коры, начиная от глубинных и мантийных разломов и кончая диафторированными системами тектонической трещиноватости. Природа аномалий связана с внедрением масс ма-фитового и ультрамафитового составов и явлениями сер-пентинизации и гранитизации.
Шовные зоны предположительно связываются авторами с рифтогенезом и представлены в современном срезе цепочками куполовидных структур, центров гранитизации. Максимальная толщина коры прогнозируется для всех шовных зон и Центрально-Алданского блока, минимальная для Тимптоно-Учурского и Батомгского.
А.Л. Кудаковский и Н.Н. Перцев, карбонатные породы Леглиерского железорудного поля связывает с системой разломов северо-западного простирания [34].
Н.Н. Еремеев отмечает, что в пределах Куранахского грабена Эльконского горста, Верхнеякокутского грабена широко развиты поля штоков, даек, диатрем щелочных пород, вытянутых в меридиональном направлении. Вблизи Якокутского массива дайки контролируется разломами нескольких систем, причем в разломах северо-восточной и субширотной систем в южной части массива локализуются дайки лимбургитов и шонкинитов [35].
Н.Н Перцев и А. Л. Кулаковский отмечают, что при картировании железоносного комплекса были выявлены сопряженность ориентировки осей складок с разломами и
резкие изгибы осей складок в местах пересечения разломов преимущественно северо-восточного и северозападного направлений [36].
Приразломный характер складчатости пород железоносного комплекса, заключающийся в переориентировке простираний складок по Д.В.Павловой и Г.Н.Киселеву, флексурообразных изгибах по Д.М.Минкину крестовой складчатости по А.Л. Пухареву [37], явно контрастирует с выдержанным северо-западным простиранием складок в породах верхнеалданской свиты.
Была замечена четкая приуроченность железорудных месторождений к участкам сочленения или пересечения разломов и резких изгибов «продуктивных горизонтов» (Г.Н. Киселев, Энтин). Приразломный характер складчатых структур установлен твердо, причем ориентировка складок определяется разломами диагональной системы северовосточной и северо-западной ориентировки. Судя по преимущественно северо-западной ориентировке структур в породах верхнеалданской свиты, авторы предполагают о более раннем возникновении и разломов северо-западного простирания. Существование складок северо-западной и северо-восточной ориентировки свидетельствует, что на этапе деформации пород железоносного комплекса, разломы составляли единую систему сопряженных нарушений.
В масштабе всего Центрального Алдана распространение железоносного комплекса» в основном» определяется разломами северо-восточного и восток-северо-восточного простирания. Все выходы пород комплекса Дес-Сиваг-линского и Леглиерского полей локализованы в широкой (15-25 км) полосе сгущения разломов северовосточного простирания (Каларо-Эвотинский разлом) [36]. Разломы этой зоны хорошо опознаются на космоснимках и четко выражены в гравитационных полях. На севере-востоке эта зона скрывается под платформенным чехлом, а на юго-западе в районе Каларского хребта причленяется к Становому разлому.
В масштабе железорудных полей ориентировка складчатых структур железоносного комплекса и конфигурация железорудных тел определяется уже разломами северовосточного и северо-западного направлений. Сочетанием приразломных складок этих двух систем и обусловлен несогласный местами характер структуры железоносного комплекса, зафиксированный исследователями (В.В. Курицын, Л.М. Минкин, В.А. Мокроусов и др.).
Системный статистический анализ систем докембрий-ских разломов на территории Алданского щита по геофизическим полям не проводился. Так, например, в пределах Украинского и Балтийского щитов выявлено по 6 четко и повсеместно проявляющихся взаимноортогональных систем докембрийских разломов [38]. Кроме того, до 3 систем проявляются менее четко.
---------------------------------------- СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Фрумкин И.М. Стратиграфия и тектоника архея восточней части Алданского щита. - Якутск: ЯГУ, 1971. - 272 с.
2. Пиотровский М.В. Мезокайнозойская морфотектоника Алдано-Станового региона Центрально-Алданского и Верхне-Амгинского золотоносных районов Южной Якутии. - Якутск: ЯГУ, 1973. - 191 с.
3. Геологическая карта Южной Якутии масштаба 1:500 000 /Под ред. Л.М.Реутова. - Якутск, 1976.
4. Стуктурно-тектоническая карта Южно-Якутского бассейна масштаба 1:500 000 /Под ред. В.П.Ширяева. - пос.Чульман, 1980.
5. Структурно-формационная карта Южной Якутии масштаба 1:500 000 Под, ред. Б.П.Максимова. - Якутск, 1982.
6. Абрамов В.А., Абрамова В,А., Виничук Л.Я., Дитлор В.П. Глубинное строение Алданского щита и смежных областей в связи с прогнозированием эндогенного оруденения. - Алдан: ТУГЭ, 1986.- Т,1, Книга I.
7. Казанский В.И. О внутреннем строении архейских разломов Центрально-Алданского района //Геология рудных месторождений. -1965. - Т. VII, № 2. - С. 63-79.
8. Билибина Т.В., Дашкова А.Д., Донаков В.И. Петрология щелочного вулканогенно-интрузивного комплекса Алданского щита. - Л.: Недра, 1967. - 263 с.
9. Дзевановский Ю.К. Мезозойские гранитоиды хр. Станового и их структурное положение //Инф. сб. ВСЕГЕИ. - 1959. - № 7. - С. 55-60.
1G. Казанский В.И., Иванов И.Б. Два этапа метаморфизма в разломах Центрально-Алданского района //Докл. АН СССР. - 1968. - т.181.» I.
- С. 169-17G.
11. Минкин Л.М, Закономерности размещения и возраст мезозой-скихинтрузий Алдана //Материалы по геологии и полезным ископаемым Якутской АССР. - Вып.2. - М.: Госгеолтехиздат, I96G. - С. 3-22.
12. Мухин В.А. Зоны повышенной тектонической активности в западной части Алданского щита и связь с ними хрусталеносных жил /Др. Всес. научно-исслед. ин-та пьезокварца, т.7, 1962.
13. Гришкян Р.И. О механизме образования позднедокембрийских-разрвных нарушений в кристаллических толщах центральной части Алданского щита //Геотектоника. - 1968. - №4. - С. 136-139.
14. Кулиш В.А. Кварциты архея в южной части Алданского щита. Магаданское изд-во, 1964. - 119 с.
15.Хренов П.М. Скрытые зоны глубинных разломов складчатых областей и платформ (на примерз юга Восточной Сибири) //Глубинные разломы юга Восточней Сибири и их металлогеническое значение. - М.: Наука, 1971. - С. 5-38.
16. Разломы и горизонтальные движения платформенных областей СССР. - М.: Наука, 1977. - 143 с.
17. Красный Л.И. Геологическая картина мира и проблемы тектонической систематики //Труды ВСЕГЕИ. - 1972. - 188 с.
18. Малышев Ю.Ф. Геофизические исследования докембрия Алданского щита. - М.: Наука, 1977. - 127 с.
19. Гришкян Р.И. Новые данные о строении и развитии системы до-кембрийских разломов решетчатого типа на Алданском щите //Вопросы тектоники докембрия континентов. - М.: Наука, 197G. - С. I2G-131.
2G. Дзевановский Ю.К., Миронюк Е.Л., Лагздина Г.Ю. История геологического развития Алданского щита // Тектоника Сибири, т.З. - М.: Наука, 197G. - С. 132-142.
21. Мокроусов В.А. Тектоника нижнего докембрия Алданского щита //Тектоника Сибири, т.З. - М.: Наука, 197G. - С. 150-156.
22. Максимов Е.П., Угрюмов А.Н. Геологическое строение центральной части Алданского щита //Геология и петрология докембрия Алданского щита, - М.: Наука, 1966. - С. 51-38.
23. Павловский Е.В. О специфике стиля тектонического развития земной коры в раннем докембрии /Труды Вост.-Сиб. геол. ин-та. - 1952.
- Вып.5. М.: Изд-во АН СССР, 1962. - С. 77-1G8.
24. Билибина Т.В. К геологии и металлогении Алданского щита //Вопросы генезиса и закономерности размещения эндогенных месторождений. - М.: Наука, 1966. - С. 233-256.
25. Саркисов Ю.М., Ермаков Б.В. Положение разломов БайкалоАмурского региона в общей регматической сети Востока СССР //Разломы и эндогенное оруденение Байкало-Амурского региона. - М.: Наука, 1982. - С. 15-21.
26. Емельяненко А.С. Структурные границы Становой зоны текто-но-магматической активизации /Тектоника активизированных областей. -Чита, 1982. - С. 135-137.
27. Болдырев М.В., Парфенов Л.М. Региональные гравитационные и магнитные аномалии Монголо-Охотской складчатой системы и Алда-но-Становой области, их связь с зонами мезозойской тектоно-магматической активизации и глубинным строением /Тектоника активизированных областей. - Чита, 1982. - С. 88-89.
28. Юшманов В.В. Типизация мезозайнозойских тектоно-магмати-ческих комплексов Алдано-Станового региона /Тектоника активизированных областей. - Чита, 1982. - С. 72-75.
29. Черкасов Р.Ф. Архей Алданского щита. - М.: Наука, 1979. -160 с.
30. Парфенов Л.М., Натальин Б.А., Врублевский А.А. и др. Роль разломов в формировании тектонической структуры юга Дальнего Востока. - М.: Наука, 1982.
31. Максимов Е.П. Опыт Формационного анализа мезозойских магматических образований Алданского щита //Известия АН СССР. Сер. геол. - 1975. - №4. - С. 16-32.
32. Геология и сейсмичность зоны БАМ. - Новосибирск. Сибирское отделение: Наука, 1983. - 188 с.
33. Билибина Т.В., Крутихевская З.А., Титов В.К. Региональные магнитные аномалии и тектоника Алданского щита //Советская геология. - 1986. - №1. - С. 106-115.
34. Кулаковский А.Л., Перцев Н.Н. Аллохтонные карбонатные породы докембрия Центрального Алдана //Изв. АН СССР. - 1987. - №1. -С.52-58.
35. Еремеев Н.Н. Калиевый щелочной магматизм Верхнеякокутско-го грабена (Центральный Алдан) //Изв. АН СССР. - 1987. - 1. - С. 126130.
36. Перцев Н.Н., Кулаковский А.Л. Железоносный комплекс Цен-тального Алдана: полиметаморфизм и структурная эволюция. - М.: Наука, 1988. - 237 с.
37. Пухарев А.И. Опыт использования особенностей сопутствующей минерализации в качестве индикатора структурного контроля оруденения //Сов. геология. - 1960. - №6. - С. 41-55.
38. Тяпкин К.Ф., Гонтаренко В.Н. Системы разломов Украинского щита. - Киев: Наук, думка, 1990. - 184 с.
і— Коротко об авторах--------------------------------------------
Статива А.С. - Проблемная лаборатория по прогнозу землетрясений Якутского госуниверситета,
Трофименко С.В. - кандидат геолого-минералогических наук, доцент ТИ (Ф) ГОУ ВПО ЯГУ.
Гоиб Н.Н. - доктор технических наук, профессор, ТИ (ф) ГОУ ВПО ЯГУ.
