Полоусно-Дебинский террейн

Рис.7.32. Тектонические зоны западного сектора Полоусного синклинория

Полоусно-Дебинский террейн объединяет Полоусный и Иньяли-Дебинский синклинории, располагающиеся соответственно вдоль северо-западной и юго-западной окраин Колымо-Омолонского супертеррейна.

Рис.7.33. Стратиграфические колонки Полоусно-Дебинского террейна

Полоусный синклинорий протягивается в субширотном направлении на 500 км при шири­не 50-100 км и отделяется надвигами от распо­ложенных к югу от него Нагонджинского террейна, Селенняхского и Улахан-Тасского бло­ков Омулевского террейна. На западе по надви­гам он граничит с Кулар-Нерским террейном, а на севере перекрыт позднекайнозойски­ми отложениями Приморской низменности (рис. 7.32). Синклинорий образован юрскими флишевыми отложениями мощностью до 5000 м, которые в основании разреза представ­лены ритмичным чередованием глинистых по­род и песчаников с горизонтами эндоолистостром (рис. 7.33). Средняя часть разреза характе­ризуется алевролит-песчаниковым составом. Средне-верхнеюрские образования южной и центральной частей синклинория представля­ют собой проксимальные турбидиты. Вверх по разрезу они становятся последовательно более мелководными, увеличивается зернистость по­род и уменьшается степень окатанности обломочного материала. Верхнеюрские отложения северной части синклинория характеризуется преимущественно глинистым составом осадков с отдельными покровами андезитов, андезибазальтов и базальтов.

В бассейне рек Хромы и Берелеха, где отло­жения Полоусного синклинория перекрыты кай­нозойскими рыхлыми образованиями Примор­ской низменности, наблюдаются крупные поло­жительные гравитационные и магнитные аномалии, которые предположительно связаны с офиолитами (Спектор, Дудко, 1983).

В структуре Полоусного синклинория выделяются Южная, Северная и Центральная текто­нические зоны (Эпов, 1969; Гусев, 1979), границы между которыми проводятся по Кюнь-Тасскому и Иргичанскому (Депутатскому) разломам. Складчато-надвиговые структуры Центральной и Южной тектонических зон имеют северо-за­падную, а в Северной зоне обратную, юго-вос­точную вергентность. Складчато-надвиговые структуры формировались в процессе накопле­ния осадочных толщ. В надвиговых пластинах широко распространен надвиговый меланж, ко­торый имеет сложный тектоно-седиментационный генезис. В зонах меланжа отмеча­ется рассланцевание пород и начальные ступени зеленосланцевого метаморфизма. С надвиговыми дислокациями связано образование лежачих, опрокинутых и наклонных складок, наклон осе­вых поверхностей которых изменяется аналогич­но вергентности разломов.

Иньяли-Дебинский синклинорий протягива­ется на 800 км в виде узкой дуги шириной 70-100 км дуги вдоль юго-западной окраины Колымо-Омолонского супертеррейна. Он сложен средне-верхнеюрскими флишевыми отложения­ми мощностью до 4000 м (см. рис. 7.33), которые местами содержат примесь вулканогенного мате­риала (Гусев, 1979; Архипов, 1984; Чехов, 1990). На северо-западе Иньяли-Дебинский синклино­рий по Чаркы-Иньяльской системе разломов граничит с Нагонджинским террейном, а на юго-востоке по разлому Дарпир примыкает к Омулевскому террейну. Юго-западная граница синк­линория прослеживается по Чаркы-Индигирскому надвигу и другим разломам, которые отделя­ют его от Кулар-Нерского террейна.

Парфенов, Л.М.; Кузьмин, М.И.

Тектоника, геодинамика и металлогения территории Республики Саха (Якутия)