Омолонский террейн

Рис. 4.12. Схема расположения выходов дорифейско- го фундамента в юго-восточной части Омолонского террейна.

1 - контуры поднятий в пределах Омолонского террейна; 2 - выходы докембрийского фундамента; 3 - границы поднятий; 4 - полосы выходов докембрийского фундамента: 1 - Абкитская, 2 - Ольдянинская, 3 - Коаргычанская, 4 - Ауланджинская, 5 - Закоронная, 6 - Хебикенджинская

Омолонский террейн вклинивается между Яно-Колымским орогенным поясом на западе и Олойско-Чукотским - на востоке. На юго-востоке он граничит с Кони-Тайгоносским орогенным поясом. Террейн имеет раннедокембрийский кристаллический фундамент, перекрытый чехлом палеозойских и мезозойских вулканогенных и осадочных пород. На дневную поверхность фундамент выведен в блоках площадью от нескольких десятков до первых сотен квадратных километров в глыбовых поднятиях, в которых обнажены также нижние части чехла. Наиболее значительные по площади и лучше изученные выходы метаморфических пород находятся в юго-восточной части террейна в бассейне верхнего течения р. Омолон (Верхне-Омолонское поднятие, рис. 4.12). Они составляют четыре протяженных субмеридиональных изолированных полосы (с запада на восток): Ольдянинскую, Коаргычанскую, Закоронную и Ауланджинскую.

В Верхне-Омолонском поднятии известны биотитовые, гранат-биотитовые, амфибол-биотитовые гнейсы и плагиогнейсы, амфиболиты, амфибол-пироксеновые и двупироксеновые кристаллосланцы, эклогитоподобные породы, кварциты, эндербиты и гранат-гиперстеновые гнейсы (Авченко, Лаврик, 1993). Среди кварцитов выделяется несколько разновидностей: мономинеральные, биотит-гранатовые, гранатовые, амфибол-магнетитовые и магнетитовые. Кальцифиры установлены в Закоронном блоке. Они образуют хорошо выраженные прослои мощностью 1-5 м и представлены форстеритовыми, форстерит-диопсидовыми и форстерит-шпинелевыми разностями. Высокоглиноземистые гнейсы (с гранатом, силлиманитом, кордиеритом) и эклогитоподобные породы встречаются в Ауланджинском и Закоронном выходах. В одном из мелких блоков присутствуют только нестратифицированные амфибол-двупироксеновые кристаллосланцы по базальтоидам.

В Абкитской группе выходов, в Ольдянинской и Коаргычанской полосах и Хебикенджинском блоке преобладают гранито-гнейсы, очковые гнейсы и полимигматиты (Жуланова, 1990).

Метаморфические породы почти везде сильно диафторированы. Диафторез выражен в актинолитизации, хлоритизации, эпидотизации темноцветных минералов и серицитизации плагиоклаза. Обычный минеральный парагенезис, развивающийся вследствие диафтореза - актинолит + хлорит + эпидот + магнетит, к которым добавляются иногда вторичный мелкочешуйчатый биотит и сфен. Насколько можно судить, диафторез не связан с новым низкотемпературным этапом метаморфизма (в породах нет вторичной наложенной сланцеватости), а обусловлен гидротермальной деятельностью, происходившей при становлении фанерозойских вулканитов. В целом литологический состав пород названных полос и блоков различный. Это объясняется тем, что в выходах метаморфических пород на поверхность обнажаются разные части стратиграфического разреза. Вероятно, это обстоятельство служит главной причиной разногласий по поводу геологического строения омолонских толщ. Дополнительная трудность создается разной степенью диафтореза в разных блоках.

Химические составы гранатов, биотитов и роговых обманок в общем близки составам этих минералов из высокотемпературных комплексов, метаморфизованных в гранулитовой фации (Авченко, Лаврик, 1993). Температура омолонского метаморфизма, рассчитанная по различным термометрам, попадает в интервал 720-870 °С. Величина литостатического давления, оцененная по разным геобарометрам, равна примерно 6-7,5 кбар (Авченко, Лаврик, 1993). Важно подчеркнуть, что эта величина в метапородах, слагающих Ауланджинскую, Закоронную и Коаргычанскую полосы, примерно одинакова, что свидетельствует о том, что эти породы представляют собой, скорее всего, один «омолонский» комплекс.

Rb и Sr изотопное датирование полиметаморфических пород Ольдянинского, Коаргычанского и Закоронного блоков дало древнейшие изохроны соответственно 3850±770 млн лет, 3759±150 млн лет и 3762±280 млн лет (Котляр и др., 2001).

Е.В. Бибикова (1989) провела U-Pb и Sm-Nd изотопное датирование плагиогнейсов Ауланджинской полосы и выделила три возрастных метки. Максимальное значение возраста - 3,4 млрд лет - отвечает времени магматического образования тоналитов - протолитов плагиогнейсов. Возраст сухого гранулитового метаморфизма отвечает второй отметке - 2,76 млрд лет. Наконец, третий возрастной рубеж - 1,95 млрд лет - это время гранитизации метапород в гранулитовой фации. Определения Е.В. Бибиковой достаточно хорошо увязываются с более поздними определениями возраста протолитов и метаморфизма, проведенными для юга Алданского щита (Шемякин и др., 1998; Мишкин и др., 1999). Поэтому довольно уверенно можно утверждать, что по условиям метаморфизма, литологии и возрасту пород омолонский метаморфический комплекс - это аналог гранулитов юга Алданского щита, отличающийся от них несколько меньшей величиной литостатического давления.

Субплатформенный чехол мелководно-морских осадочных и вулканогенно-осадочных отложений и субаэральных вулканитов (см. рис. 4.11) перекрывает большую часть Омолонского террейна. Он накапливался с перерывами, наиболее значительные из которых сопровождались структурными перестройками, со среднего рифея по ранний мел (неоком). Позднейший, постаккреционный, комплекс образуют ранне- и позднемеловые вулканогенные породы Охотско-Чукотского пояса.

Средний и верхний рифей обнажен на небольших площадях на северо-западе и юге террейна, пространственно ассоциируясь с выходами кристаллического фундамента, на котором залегают резко несогласно или выступают из-под палеозоя. Они представлены гравелитами, песчаниками с преобладанием кварца, алевролитами, аргиллитами и известняками со строматолитами среднего и позднего рифея (Работнов, 1975). Многие породы пестро окрашены.

Кембрийские и условно кембрийские отложения на поверхности распространены несколько шире, чем рифейские. Условно к нижнему кембрию отнесены красноцветные терригенные толщи с подчиненным количеством водорослевых известняков, содержащие в средней части базальты и трахибазальты и их туфы, и вмещающие дайки и силлы габбро-диабазов, а также более крупные интрузии, дифференцированные от ультраосновных и основных разностей до кислых (Терехов и др., 1984; Лычагин, 1993). Эти толщи с размывом перекрывают архейские кристаллические породы различными своими горизонтами. Другой тип разреза кембрия - карбонатный, отделен от разрезов обломочного типа разломами. В нижней его части известняки содержат водоросли нижнего, а в верхней - конодонты и брахиоподы верхнего кембрия (Гагиев и др., 1983). Мощность карбонатного разреза до 1,5 км.

Нижнепалеозойскую часть чехла завершают отложения с фауной нижнего и среднего ордовика. На обломочном кембрии нижнеордовикские отложения залегают несогласно с горизонтом базальных конгломератов (до 50 м). В нижнем ордовике преобладают известняки и доломиты, в среднем - алевролиты, песчаники, гравелиты и конгломераты, количество которых возрастает вверх по разрезу. В целом ордовик представлен очень мелководными морскими и лагунными отложениями, часто пестроцветными, с размывами и локальными стратиграфическими перерывами. Мощность их не более 2 км. Мощность большинства местных стратонов увеличивается в восточном направлении (Орадовская, 1974, 1988).

Следующий ярус чехла, обнаженный на больших площадях, образуют субаэральные вулканические, вулканогенно-осадочные породы девона-нижнего карбона. Их накоплению предшествовал перерыв в позднем ордовике-силуре, когда внедрились щелочные средние и кислые породы Анмандыканского массива и несколько более поздние гранитоиды абкитского комплекса, самый крупный из массивов которого занимает площадь около 1000 км².

Вулканогенно-осадочные толщи, накапливавшиеся в континентальных и прибрежно-морских условиях, распространены на севере террейна. Они отличаются большим разнообразием пород и их сочетаний. Основание разреза не вскрыто, нижние горизонты на северо-востоке содержат ископаемую фауну верхней части нижнего девона. Нижне- и среднедевонская части разреза образованы субщелочными эффузивами преимущественно среднего и кислого состава и их туфами, чередующимися с алевролитами, песчаниками, кремнистыми сланцами и известняками. Характерны размывы и несогласия, наиболее значительное из которых в конце среднего-начале позднего девона выражено залеганием некоторых толщ позднеживетского и франского возраста на кристаллическом фундаменте либо ордовике. В верхнем девоне и нижнем карбоне доминируют осадочные породы, иногда с флорой. Вулканиты основного и главным образом среднего состава занимают подчиненное положение (Симаков, 1974; Терехов и др., 1984).

Субаэральные вулканиты, объединяемые в кедонскую серию, тяготеют к центральной части террейна и его западной окраине. Кедонская серия различными своими горизонтами резко несогласно залегает на всех более древних породах. Она сложена красноцветными вулканитами и ассоциирующими с ними вулканомиктовыми обломочными породами, соотношения между которыми варьируют в разных районах ареала распространения серии. Согласно данным крупномасштабных геологических съемок 1970-1980 гг. в серии основную долю составляют субщелочные и щелочные эффузивы, дифференцированные от основных до кислых разностей с преобладанием последних, а щелочноземельные лавы подчинены.

На основании корреляции с вулканогенно-осадочным разрезом остатков флоры и единичных находок ископаемой фауны возраст кедонской серии принят от конца раннего девона до начала раннего карбона. Основная часть ее накопилась, по-видимому, в конце среднего-первой половине позднего девона. Для лав из нижних горизонтов серии в Верхне-Омолонском поднятии есть Rb-Sr изохронные датировки 377±42 млн лет и 365±21 млн лет (Гагиева, 2001).

С кедонской серией связаны субвулканические и многочисленные мелкие, разной морфологии тела близповерхностных гранитоидов с порфировой структурой.

Верхние ярусы чехла представлены широко распространенным верхнепалеозойско-нижнемезозойским осадочным комплексом с большим участием вулканитов и верхнеюрско-неокомским вулканогенно-осадочным комплексом выполнения впадин.

Верхнепалеозойско-нижнемезозойский комплекс террейна отличается от одновозрастных отложений прилегающих районов сокращенными мощностями и большим разнообразием пород. На северной и восточной окраинах террейна комплекс начинается верхнекаменноугольными отложениями, с размывом и несогласием залегающими на нижнекаменноугольных, и наращивается обоими отделами перми. На остальной, большей его части он начинается отложениями нижней перми, трансгрессивно залегающими на фундаменте, нижнем палеозое и кедонской серии (Терехов и др., 1984).

В верхнем карбоне и перми севера и востока террейна преобладают тонкообломочные породы с примесью пепла. Есть также кремнистые или окремненные породы, пачки и прослои известняков, туфов основного, среднего и кислого состава, иногда базальтов и андезитов. Пермские отложения южной и центральной частей террейна отличаются большей долей известняков, присутствием глауконитсодержащих пород, значительной фациальной изменчивостью, малыми мощностями и их резкими колебаниями.

Триас залегает на верхней перми, вероятно, со стратиграфическим несогласием. Нижне-среднетриасовые и нижнекарнийские отложения представлены маломощными аргиллитами с прослоями битуминозных известняков; карнийские и норийско-рэтские несколько отличаются большим фациальным разнообразием. Преобладают тонкообломочные терригенные породы, есть мергели, глинистые известняки, линзы ракушечников, песчаники, местами туфы и лавы трахиандезитов. В основании верхнего нория установлены размыв и стратиграфическое несогласие.

Нижне- и среднеюрские отложения, завершающие разрез верхнепалеозойско-нижнемезойского яруса чехла террейна, согласно, а иногда со стратиграфическим перерывом залегают на верхнем триасе. Они широко распространены в опущенных блоках. В их составе преобладают вулканомиктовые и полимиктовые песчаники, переслаивающиеся с алевролитами, аргиллитами и конгломератами. Наиболее полные разрезы известны в западной части террейна. В центральной части, в междуречье Кедона и Омолона, установлены стратиграфические перерывы и размывы, углистые аргиллиты, в верхней части - линзы углей и слои с ископаемой флорой. Местами в нижней юре есть туфы и лавы субщелочных пород среднего и основного состава.

Верхнеюрский-нижнемеловой комплекс наложенных впадин начинается кимеридж-волжскими отложениями, с размывом и несогласием залегающими на нижней юре. Наряду с терригенными и вулканомиктовыми породами, накопившимися в прибрежно-морских условиях, известны туфы и лавы трахибазальтов, базальтов и андезитов.

Нижний мел несогласно перекрывает пермские, триасовые и юрские отложения. Он представлен вулканогенно-осадочными породами со значительным количеством туфов и лав базальтов, андезитов и дацитов, принадлежащих к трахибазальтовой формации (Лычагин и др., 1989). Вверх по разрезу мелководно-морские отложения сменяются флороносными континентальными. С верхнеюрско-нижнемеловым комплексом впадин тесно ассоциируют многочисленные мелкие тела субщелочных и щелочных интрузивных пород основного состава.

Восточная часть террейна перекрыта позднемеловыми вулканитами Охотско-Чукотского вулкано-плутонического пояса.

--Boris 15:49, 8 июня 2016 (VLAT) Н.А. Горячев, С.Г. Бялобжеский

Монография "Геодинамика, магматизм и металлогения Востока России"