Методика составления тектонических карт с позиций тектоники литосферных
плит, которые не совсем удачно иногда называют геодинамическими,
изложена в серии работ [14, 17, 58], а
технология их выполнения мало чем отличается от составления
тектонических карт, которые уже не раз издавались, поэтому здесь не
рассматриваются.
Макет тектонической карты масштаба 1 : 1 000000
(прил. 22) составлен для районов Примагаданья и иллюстрирует
строение центральной части мелового Охотско-Чукотского
вулканоплутонического пояса, возникшего в результате проявления
процессов субдукции.
Макет карты масштаба 1 : 200 000 (прил. 23) отражает
строение региона, известного в геологической литературе как
Омулевскос поднятие, современный структурный план которого в основном
сформировался в результате проявления мезозойских складчатых и разрывных
дислокаций.
На карте масштаба I : 50 000 (прил. 24) приведены результаты детальных
структурных исследований, позволивших расшифровать сложную структуру
трансгрессивной зоны Таласского Алатау.
Далее будут кратко рассмотрены особенности тектоники районов на каждом
из макетов.
В строении центральной части Охотско-Чукотского вулканоплутонического
пояса (прил. 22) выделяется пять основных типов структурно-вещественных
комплексов, слагающих четыре структурных этажа, разделенных угловыми и
структурными несогласиями.
Первый этаж, являющийся фундаментом вулкано-плутониче-ского пояса, на
большей части территории представлен собранными в брахискладки
всрхнепермскими и нижнетриасовыми полимикто-выми глинисто-песчанистыми
образованиями, сформировавшимися на внешнем шельфе пассивной
континентальной окраины. На крайнем юго-востоке обнажены интенсивно
дислоцированные верхнетриасовые терригенно-вулканогенные образования
острово-дужного типа, сформировавшиеся вдоль конвергентной границы
литосферных плит, сопровождавшейся, очевидно, сейсмофокальной зоной.
Граница между шельфовой областью и островной дугой проходила скорее
всего вдоль вертикального глубинного разлома, преобразовавшегося в эпоху
формирования вулкано-плутонического пояса в магмогенерируюшую структуру,
швы которой зафиксированы в виде наклоненных к северу под углом около
50° зон динамометаморфизма амфиболитовой и зеленосланцевой фаций.
Второй структурный этаж представлен СВК вулкано-плутонического пояса
андского типа, сформировавшимся вдоль конвергентной границы литосферных
плит в связи с упоминавшейся выше сейсмофокальной зоной. Относительно
последней в составе пояса выделяются внутренняя, внешняя и
перивулканическая зоны. Во внутренней зоне развиты монотонные
раннемеловые формации базальтовой группы, залегающие с резким угловым
несогласием на триасовых островодужных образованиях. Внешняя зона
характеризуется контрастным чередованием в разрезе формаций
ба-зальт-андезитовой и риодацитовой групп ранне- и позднемелового
возраста, слагающих многочисленные разнопорядковые вулканост-руктуры.
Достаточно широко развиты интрузивные (гранодиориты, граниты) и
субвулканические комагматиты формаций риодацитовой группы,
сопровождающиеся магматогенными поднятиями (сводами, куполами).
Перивулканическая зона отличается присутствием лишь разрозненных полей
ранне- и поздкемеловых вулканитов и отдельных позднемеловых гранитных
интрузий, в том числе и не вскрытых процессами эрозии (установлены по
геофизическим данным). Третий структурный этаж представлен небольшим
палеогеновым трахибазальтовым плато, возникшим в результате проявления
процессов континентального рифтогенеза. Залегает он на предшествующих
образованиях с угловым и
структурным несогласием. Четвертый этаж отражает
проявление нсогсн-четвертичной активизации, приведшей к формированию
рифтогенной впадины, заполненной угленосной молассой.
Главные разрывные нарушения территории принадлежат к двум динамопарам:
диагональной и ортогональной. К первой из них относятся ранее
упоминавшиеся швы палеосейсмофокальной зоны и поперечные по отношению к
ним мантийные и коровые разломы, по которым в раде случаев установлены
сдвиговые перемещения с амплитудой до 5 км. Поперечные разломы можно
отнести к трансформному типу. Ортогональная динамопара представлена
субширотным мантийным разломом, контролировавшим проявление
палеогенового трахибазальтоього рифтогенного магматизма и
субмеридиональным скрытым разломом в кристаллическом фундаменте и
сопровождающими его коровыми разрывами. В северной части района развита
система пологих (20°) надвигов, названная «встречной», так как они
наклонены навстречу наклонным швам палеосейсмофокальной зоны и скорее
всего возникли одновременно с ней в результате общего тангенциального
сжатия (коллизии) континентальной литосфер-ной плиты под воздействием
субдукционных процессов со стороны океанических геоструктур. Важнейшая
роль в строении внешней зоны вулкано-плутонического пояса принадлежит
кольцевым и дуговым разломам, ограничиваюшим разнопорядковые
магматогенные структуры.
Составленная тектоническая карта достаточно детально отражает строение
региона и вещественные особенности каждого из выделяемых этажей. Весьма
наглядно показано зональное строение вулкано-плутонического пояса,
выраженное не только сменой направлений океан—континент
стратифицированных СВК, но и зональностью гранитного магматизма —
развитие в «приокеани-ческих» районах формаций диорит-гранитовой группы,
а во «внутриконтинентальных» — гранитовой.
На макете в прил. 23 показано строение зоны сочленения трех
тектонических зон Омулевского поднятия: Аргатасской, Расссшин-ской и
Эриехинской. Геодинамический анализ показал, что первоначальное
положение этих зон заметно отличалось от современного. История
тектонического развития этого региона может быть восстановлена, начиная
с кембрия, когда в Рассошин-ской зоне в условиях межгорной впадины
образовалась толща, состоящая из олистостром и офиолитокластов. В
палеозое выделяются два цикла развития, начало которых связано с
рифтогенезом. В арениге у подножия континентального склона
сформировалась алевролит-аргиллитовая толша турбидитового типа.
Впоследствии на месте Рассошинской зоны существовала тыловая часть
энсиалической островной дуги, где вначале формировался туфогенный флиш и
андезит-базальтовая формация, а в конце — суб-щелочные основные
вулканиты и пестроцветные осадочно-вулканогенные толщи. В Эриехинской
зоне в это время существовал
окраинный бассейн, где происходило накопление
терригенно-ту-фогенных турбидитовых толщ. В силуре эти зоны испытали
коллизию.
Анализ развития в нижнем палеозое Эриехинской и Рассошин-ской зон
позволяет рассматривать их формирование в рамках единого блока, резко
отличающегося специфическим вулканогенным составом слагающих его толщ от
одновозрастных карбонатных комплексов Индигиро-Колымской и Верхоянской
систем. Экзотичность разреза позволяет рассматривать их как
Рассошинско-Эри-ехинский террейн, причленившийся в силуре к карбонатной
Индигиро-Колымской платформе- Начиная с позднего силура—девона,
тектоническое развитие названных зон происходило в едином режиме.
Коллизия сменилась обстановкой шельфа, причем в Рассошинской зоне начало
нового цикла характеризовалось риф-гогенезом. Шельфовый режим сохранялся
на протяжении всего девона и сопровождался карбонатным и
сульфатно-карбонатным осадконакоплением. В Аргатасской зоне в среднем
девоне существовала кора океанического типа. Наблюдаемые фрагменты не
позволяют точно идентифицировать обстановку ее формирования. В отдельных
тектонических блоках Аргатасской зоны установлены верхнедевонские
карбонатные толщи, сформировавшиеся в обстановке шельфа. В
карбоне—средней юре здесь существовала энсиалическая островная дуга, в
то время как Рассошинская зона была ее окраинно-морским бассейном.
Начиная с верхней юры, все зоны развивались как единый блок, входя в
состав энсиалической островной дуги. На заключительной стадии развития
островной дуги здесь внедрились интрузии диорит-гранодиоритовой
формации. В мелу произошла коллизия, создавшая современный структурный
план этой территории. В кайнозое, вплоть до настоящего времени, в
рассматриваемом районе активно проявляются процессы континентального
рифтогенеза и формируется система Момского рифта, представляющего собой
юго-восточный участок спрединговой границы между Евразийской и
Северо-Аме-риканской плитами.
Составленная в матричной форме легенда к карте позволяет отобразить
взаимосвязи между определенными чипами геодинами-чсских обстановок и их
вещественными характеристиками.
По сравнению с двумя рассмотренными макетами, где в основном были
реконструированы геодииамические обстановки, существовавшие в течение
формирования современной структуры этих регионов, на макете,
составленном в масштабе 1 : 50 000 (прил. 24), сделана попытка
расшифровать историю формирования отдельных структурных элементов,
наблюдаемых в бас. р. Ку-мышдаг, расположенном в хр. Таласский Алатау
(западная часть Северного Тянь-Шаня). Регион относится к трансгрессивной
зоне каледонской эпиколлизионной системы, отдельные этапы деформаций в
которой имеют и более молодой возраст (герцинский и альпийский). Здесь
наблюдаются выходы трех тектонических покровов. Наиболее южный из них —
Узунахматский — сложен различными динамомстаморфическими сланцами. В
северной части известны выходы массивных карбонатов Кумыштагского
покрова, сформировавшихся на пассивной континентальной окраине, а в
центральной части Таласского покрова, — сложенного
слабометамор-физованными пестроцветными породами, образовавшимися на
шельфе.
Главной задачей при составлении карты была попытка расшифровать сложную
внутреннюю структуру этого региона на основе результатов детальных
структурных исследований.
Как видно на карте, проникающий непрерывный кливаж отмечается только в
зеленосланцевых толшах Узунахматского покрова, тогда как в остальных
тектонических подразделениях кливаж проявлен слабо или отсутствует.
Мелкие складки в Узунахматском покрове пережаты или изоклинальны и
характеризуются геометрией классов 10 и 2 и субгоризонтальными или
полого погружающимися на восток-юго-восток шарнирами. Региональные
складки менее сжаты, чем мелкие, но также принадлежат к классам 10 и 2.
Чешуйчатые надвиги образуют передовой веер, но линзовидные тела
карбонатного состава имеют форму, характерную для дуплексов. Кливаж,
осевые плоскости складок и чешуйчатые надвиги примерно параллельны друг
другу и падают на юг, причем величина падения закономерно увеличивается
в южном направлении от 40 до 50—60°. Узунахматский покров
характеризуется близкой к плоскости деформацией (параметр Флинна
достигает 0,84) и значительными осевыми отношениями (Rxz до 7,5). Ось
удлинения ориентирована примерно параллельно шарнирам складок, а
плоскость XY эллипсоида деформации субпараллельна или образует небольшой
угол с плоскостью кливажа. Северной границей Узунахматского покрова
является крупный надвиг, сопровождающийся зонами брекчирования пород.
Широкое развитие кинк-зоны и складок кливажа вблизи поверхности его
сместителя фиксирует наличие нескольких фаз движения по этому
тектоническому шву.
В пределах Таласского покрова высокая степень нагруженности карты не
позволяет изобразить многочисленные мелкие структуры, но исключительно
сложное складчатое строение видно и на уровне крупных складок. Так, с
юга на север последовательно выделяется несколько синклиналей и
антиклиналей, одна из которых перегибается и ныряет, образуя при этом
складчатую синформу. Все складки имеют отчетливую южную вергентность, но
их простирание подвержено изменениям, и они срезаются надвигами,
ограничивающими Узунахматский и Кумыштагский покровы. Надвиги —
нехарактерная структура Таласского покрова, но в них отмечаются
поперечные правосторонние сдвиги.
Кумыштагский покров представлен крупным останцом,
надвинутым на терригенные толщи Таласского покрова. В нем отсутствуют
признаки проникающей деформации, а массивные известняки смяты в крупную
синклинальную складку, геометрические характеристики которой близки к
геометрическим характеристикам складок в других покровах. Хотя южное
крыло складки сорвано, поверхность разлома, ограничивающего этот
аллохтон снизу, имеет форму, сходную с синклинальной складкой, в которую
смяты карбонаты внутри самого покрова, и, судя по этой причине, данную
структуру, вероятно, более правильно относить к числу покровных синформ.
Рассмотренные структурные особенности строения тектонических объектов,
слагающих этот район, позволяют сделать вывод, что их развитие
происходило в длительно развивающейся транс-прессивной зоне. При
построении легенды к этому макету сделана попытка установить взаимосвязи
между эпохами проявления различных структурных дислокаций и временем
формирования отдельных геодинамических структурно-вещественных
комплексов, «привязав» эти процессы к стратиграфической шкале.
Макеты тектонических карт, составленные с помощью разработанных условных
обозначений, достаточно наглядно и информативно отражают особенности
строения и историю тектонического развития выбранных регионов и вполне
отвечают требованиям, предъявляемым к тектоническим картам.