Джалканская зона Сетте-дабанского палеорифта: формирование структуры и оруднения I
В пределах Джалканской зоны Сетте-Дабанского палеорифта выделены конседиментационные, магмоподводящие и рудо-контролирующие глубинные разломы, осложняющие ее внутреннее строение. Показана парагенетическая связь медного оруденения в медистых песчаниках с меденосными базальтами. Сделан вывод об активном континентальном рифтообразовании на территории Верхоянья в среднем палеозое, положившем начало формированию Верхоянской пассивной окраины.
Сетте-Дабанский палеорифт выделен К.К.Левашовым как часть единой среднепалеозойской рифтовой системы восточного обрамления Сибирской платформы. Заложение среднепалеозойских рифтов происходило по "трехлучевым" системам - Хараулах - Вилюй -Барайя, Барайя - Сетте-Дабан - Кобюме, образовавшим единую Восточно-Сибирскую палеорифтовую систему.
Сетте-Дабанский палеорифт представляет собой южный "луч" данной системы. В современной структуре Южного Верхоянья он располагается в Сетте-Дабанском складчато-надвиговом поднятии, сформировавшемся во время мезозойской коллизии, и протягивается по юго-восточному обрамлению Сибирской платформы на 600 км от р. Томпо на севере до р. Юдома на юге.
Формированию палеорифта предшествовало позднесилурийское сводообразование, фиксируемое по древней коре выветривания мощностью до 400 м) развитой по карбонатным породам силура. В раннем девоне в результате регионального раздвига территории на позднесилурийском сводовом поднятии заложилась серия веерообразных субмеридиональных глубинных разломов - Бурхалинского, Саккырырского и Менкюленского, в пределах которых началось формирование соответственно Джалканской, Восточно-Хандытской и Белореченской палеорифтовых зон. В этих зонах на протяжении всего девон-раннекаменноугольного (турнейского) периода активного континентального рифтообразования формировался комплекс терригенно-вулканогенно-карбонатных отложений мощностью 1200-3500 м. На ограничивающих рифтовые зоны палеоподнятиях происходил глубокий размыв отложений силура и ордовика, а в некоторых участках, во время девонских трансгрессий, - и незначительное осадконакопление. Высокая тектономагматическая активность в период рифтообразования приводила к образованию глубокопроникающих разломов сбросового типа, обусловливающих блоковое строение палеорифтовых зон и конседиментационную складчатость. В завершающую фазу рифтообразования сложнопостроенные рифтогенные структуры были несогласно перекрыты нижнекаменноугольными (визе) и среднекаменноугольными турбидитными отложениями верхоянского комплекса. В мезозойскую фазу складчатости (J3-K1) породы в блоковой структуре палеорифтовой зоны были смяты в складки. По рифтогенным разломам сбросового типа происходили вертикальные перемещения обратного направления, превратившие их во взбросы. Амплитуды вертикальных перемещений в мезозое в одних разломах превышают амплитуды перемещений в среднем палеозое, в других компенсируют их или имеют меньший размах. Наличие под визейскими и среднекаменноугольными несогласиями Сетте-Дабана сложно-построенного блокового основания наводит на мысль о девон-раннекаменноугольном (турнейском) этапе складчатости.
Джалканская палеорифтовая зона выделяется в крайней северо-западной части Сетте-Дабанского поднятия. Девонские отложения зоны обнажаются на левобережье р. Томпо в междуречье Ольчана и Улаха на протяжении 80 км при ширине выходов до 14 км. Разрез девон-нижнекаменноугольных терригенно-вулканогенно-осадочных отложений Джалканской зоны достаточно полно изучен К.К.Левашовым, выделившим их в джалканскую серию. В последующем серия была разделена на свиты, по объему и составу соответствующие ранее выделенным пачкам джалканской серии.
В современной структуре Сетте-Дабанского поднятия Джалканская палеорифтовая зона имеет сложное чешуйчато-складчатое строение.
Она разбита на тектонические блоки, чешуи, клинья шириной от 1-3 до 8 км, ограниченные Улахским, Томпонским, Воронинским, Курпанджинским, Атырбахским и другими разломами. Разломы представляют собой взбросо-сдвиги, реже сбросо-сдвиги с амплитудой вертикальных и горизонтальных перемещений 2, 5-5 км.
Плоскости разломов падают на северо-восток под углами от 80-70 до 45-30ш. В одних участках швы разломов мощностью в несколько сантиметров выполнены метаморфизованной глинкой трения с зеркалами скольжения, в других мощностью 1-20 м и более выполнены смятыми, развальцованными, подробленными породами. Иногда швы разломов заполнены будинированными диабазами, нередко рассланцованными до микрокристаллических сланцев. Отложения, слагающие Джалканскую зону, смяты в складки опрокинутые на юго-запад. Размах крыльев складок варьирует от 1-3 до 8 км. Углы падения северо-западных крыльев синклинальных складок составляют 30-35ш, северо-восточных - 50-90ш. Шарниры складок полого (5-10ш) погружаются к северо-западу.
В юго-западной части зоны выделяется сложно-построенная чешуйчато-надвиговая зона Томпонского разлома. В серии взбросонадвигов Сетте-Дабанского поднятия Томпонский разлом является одной из ветвей регионального Бурхалинского разлома. Он представляет собой взбрососдвиг с левосторонними горизонтальными перемещениями, достигающими 20 км. Вертикальная амплитуда разлома более 5 км. В лежачем боку Томпонского разлома имеется выход пород шириной до 2 км, преобразованных в условиях зелено-сланцевой фации дислокационного метаморфизма. Обломочные терригенные и карбонатные породы здесь смяты в сильно сжатые (до изоклинальных) складки, осложненные мелкой плойчатостью, разбиты серией тектонических нарушений и несут следы интенсивного кливажа течения, в результате чего нередко приобретают гнейсовидную текстуру. Близкие по степени метаморфических преобразований породы отмечались также в ядре Курпанджинской синклинали, зажатой между Атырбахским и Курпанджинским взбросами.
Таким образом, современная структура Джалканской зоны позволяет говорить о формировании ее чешуйчато-складчатого строения в период мезозойской коллизии (J3-K1) при интенсивном давлении с северо-востока.
Однако при детальном рассмотрении структуры можно видеть определенную унаследованность ее строения со времени среднепалеозойского континентального рифтообразования. Достаточно отчетливо внутреннее строение и закономерности формирования Джалканской зоны расшифровываются при изучении разрезов девон-нижнекаменноугольных отложений в разных тектонических блоках этой структуры и на ограничивающих ее Улахском и Ольчанском палеоподнятиях. Анализ мощностей и литолого-фациальных особенностей этих отложений позволил выделить заложившиеся в девонское время тектонические блоки и ограничивающие их конседиментационные магмо- и рудоконтролирующие разломы и на основании этого реставрировать условия формирования и структуру Джалканской палеорифтовой зоны в период средне-палеозойского рифтогенеза. При характеристике разрезов использованы материалы Менкюленской партии, проводившей геологическое доизучение м-ба 1: 50 000 (Н.Н.Пушкарь и др., 1984), в работе которой автор принимал участие, Курпанджинской партии, выполнявшей поисково-оценочные работы на Курпанджинском месторождении медистых песчаников (А.К.Иогансон, 1983), и опубликованные данные по территории Джалканской зоны.
В девон-раннекаменноугольной истории формирования Джалканской палеорифтовой зоны выделяются пять тектоно-магматических циклов. Каждый цикл начинался с заложения (или регенерации ранних) глубинных разломов сбросового типа, проявления интрузивного или эффузивного магматизма, формирования континентальных полифациальных терригенно-карбонатных образований и завершался накоплением мелководно-морских терригенно-карбонатных отложений.
Первый тектономагматический цикл . На рубеже позднего силура - раннего девона под воздействием мощного теплового потока (рассеянного спрединга) позднесилурийское сводовое поднятие было нарушено серией региональных глубинных разломов с первыми признаками проявления основного магматизма - дайками долеритов. В зоне Бурхалинского глубинного разлома началось заложение Джалканской палеорифтовой зоны. В этот период она представляла собой серию субпараллельных разломов сбросового типа, образовавших Курпанджинский грабен шириной 15-20 км. На протяжении раннего девона в пределах грабена накапливались мелководно-морские карбонатные отложения сеттедабанской свиты. Палеорифтовая структура представляла собой открытый к северо-западу узкий залив.
Сетте - дабанская свита сложена монотонной толщей серых и темно-серых известняков, доломитовых и глинистых известняков мощностью 300 м. Отложения свиты распространены только в пределах Курпанджинского блока, где они с размывом залегают на палеокарстовых отложениях позднесилурийской коры выветривания. Область их развития ограничена Курпанджинским и Атырбахским конседиментационными разломами. В направлении Ольчанского палеоподнятия породы свиты постепенно выклиниваются и резко обрезаются зоной Курпанджинского разлома. Амплитуда конседиментационных разломов сопоставима с мощностью накопившихся нижнедевонских отложений.
Второй тектономагматический цикл (D1-2 е-ef). Возобновившиеся на рубеже раннего эмса тектонические движения обусловили заложение новых разломов, расширивших Джалканскую палеорифтовую зону до 30-35 км. Областями седиментации этого периода были Воронинский и Курпанджинский блоки, ограниченные с юго-запада Воронинским, а с северо-востока Атырбахским конседиментационными разломами. Формирование разломов сопровождалось основным интрузивным (а в Восточно-Хандыгской зоне и эффузивным) магматизмом, за которым последовали опускание территории и накопление в пределах расширившегося грабена Джалканской зоны мелководно-морских карбонатных отложений томпонской свиты.
Томпонская свита сложена светло-серыми обломочными доломитами, в кровле ее отмечаются вишнево-красные доломитово-кварцевые алевролиты и диамиктиты. Красноцветность пород обусловлена высоким содержанием тонкодисперсного гематита, выветрелых полевых шпатов и обломков основных пород. В Воронинском блоке отложения свиты мощностью 80-100 м с размывом перекрывают желтые кавернозные палеокарстовые отложения, развитые по верхнесилурийским доломитам, и резко обрезаются зоной Воронинского разлома, амплитуда которого аналогична мощности томпонской свиты. В Курпанджинском блоке отложения свиты мощностью 200-250 м с конгломератами в основании несогласно залегают на нижнедевонских отложениях сеттедабанской свиты.
Третий тектономагматический цикл В живетское время новый импульс тектономагматической активизации обусловил регенерацию ранних и заложение новых глубинных разломов, расширивших Джалканскую палеорифтовую зону до 45--50 км. По ним в пределах палеорифтовой долины начались многократные трещинные излияния базальтовых лав, сформировавших покров крайнинской свиты.
Крайнинская свита сложена потоками темно-зеленых базальтов и трахибазальтов, образующих покров мощностью 60-200 м. Среди базальтов отмечаются горизонты (до 2-7 м) алевролитов, туфоконгломератов и доломитовых известняков с остатками табулят Thamnopora aff. nicholsoni (Frech.), Th. ex gr. alta (Tchern.), Coenites pinniformis Kokch., брахиопод Atrupida, Spiriferida, ругоз и криноидей. Базальты несогласно перекрывают блоковое основание Джалканской палеорифтовой зоны. Во вновь образованных Томпонском и Придорожном блоках покров несогласно залегает на размытой поверхности силурийских отложений, в Воронинском и Курпанджинском блоках - без видимого несогласия на нижне-среднедевонских отложениях томпонской свиты. Высокая тектоническая активность в этот период подтверждается резкой сменой мощностей базальтового покрова вдоль зоны Томпонского разлома от 70 до 200 м.
Следствием тектономагматической активизации стали нисходящие движения территории Сетте-Дабана, приведшие к образованию обширного мелководного морского бассейна, в котором накапливались карбонатные и терригенные отложения загадочнинской свиты, завершающей цикл.
Загадочнинская свита представлена карбонатными и терригенными отложениями с брахиоподами Spinatyra ex gr. tubaecostata (Paeck.), Emanuella ex gr. takwanensis Keyser. и др. Карбонатные породы согласно залегают на базальтах крайнинской свиты. При этом в пределах палеорифтовой зоны вблизи Улахского палеоподнятия в южной части Придорожного блока (р. Улах) свита мощностью 30 м в основании сложена серыми известняками, сменяющимися вверх по разрезу вишнево-красными, розовыми, светлыми разнозернистыми песчаниками, вишнево-серыми и зелеными гравелитами и туфоалевролитами, свидетельствующими о прибрежных условиях осадконакопления. В Томпонском и Воронинском блоках свита представлена мелководно-морскими серыми и темно-серыми известняками и доломитами мощностью 80-100 м. В Курпанджинском блоке нижняя часть свиты (220 м) - серые известняки и доломиты, верхняя (100 м) - зеленовато-серые известняки и туфопесчаники. При этом отчетливо наблюдается смена мощностей и состава отложений загадочнинской свиты вдоль зон разломов, ограничивающих блоки.
Четвертый тектономагматический цикл (D3f). В раннем фране новая волна теплового потока обусловила восходящие движения в области Сетте-Дабанского палеорифта. Началось внедрение многочисленных даек долеритов. В Джалканской зоне активизировались ранние глубинные расколы земной коры, по которым происходили трещинные подводные и наземные излияния базальтовых лав, сформировавших покров сегеняхской свиты.
Сегеняхская свита несогласно перекрывает отложения загадочнинской и представлена в нижней части покровом темно-зеленых трахибазальтов и базальтов мощностью 200-600 м, состоящим из 5-11 лавовых потоков. В основании потоки сложены афировыми базальтами, сменяющимися в кровле миндалекаменными породами. Отдельные потоки базальтов разделены горизонтами (по 3-5 м) грубообломочных зеленых туфогравелитов, бордовых туфопесчаников, туфоаргиллитов, туффитов и зеленоцветных известняков с Mucrospirifer sp., Desquamatia cf. alticola. Туфогенные породы состоят из обломков базальтов, вулканического стекла, кремнистых и карбонатных пород, гематита и титаномагнетита. Нередко гематит и титаномагнетит образуют в породе прослои, подчеркивающие параллельную или косую слоистость. Перекрывает покров толща пестроцветных молассоидных отложений мощностью 15-150 м, заполнивших палеорифтовую долину после завершения магматической деятельности. Молассоиды сложены зелеными крупногалечными и валунными туфоконгломератами с галькой базальтового состава, вишнево-красными и зелеными туфогравелитами, туфопесчаника-ми, туфоаргиллитами. Среди туфогенноосадочных пород встречаются пласты зеленых брахиоподовых известняков с Mucrospirifer novosibiricus Toll.
Вдоль зон Томпонского, Воронинского и Курпанджинского разломов наблюдается резкое изменение мощности базальтов и пестроцветных молассоидных отложений. Кроме того, по обе стороны от Курпанджинского разлома среди пестроцветной вулканогенно-осадочной толщи развит покров базальтов мощностью до 50 м. Общая мощность сегеняхской свиты в пределах палеорифтовой зоны 750 м. На приближении к палеоподнятиям породы свиты постепенно выклиниваются, что однозначно указывает на активную эффузивную деятельность только внутри палеорифтовой зоны.
Амплитуды магмоподводящих и конседиментационных разломов в этот период сопоставимы с мощностью вулканогенноосадочных толщ (200-750 м), накопившихся в палеорифтовой зоне.
Следствием раннефранской тектономагматической активизации стало стабильное опускание территории и образование открытого к северо-западу мелководного морского бассейна. Джалканская зона в этот период представляла собой узкий протяженный залив, в котором накапливались карбонатные и терригенные отложения маучанской свиты, завершившей четвертый тектономагматический цикл.
Маучанская свита представлена толщей терригенно-карбонатных пород мощностью 180-400 м, согласно залегающей на отложениях сегеняхской свиты. В центральной части Джалканской зоны она имеет двучленное строение: нижняя часть разреза (80-100 м) сложена темно-серыми известняками, доломитами с тонкими прослоями черных алевролитов и аргиллитов, содержащими остатки строматопороидей, табулят Thamnopora ramificata Koksch., Crassialveolites crassus (Leс.), Cr. ovlachanus Koksch., Coenites ultima Koksch., C. pinniformis Koksch., Spinatrypa tubaecostata (Paeck.), ругоз, брахиопод Mucrospirifer novosibiricus Toll. и криноидей; верхняя часть (230-250 м) - светло-серыми и светлыми с розоватым оттенком доломитами и известняками, заключающими табуляты Coenites pinniformis Koksch., ругозы, брахиоподы Spinatrypa ex gr. tubaecostata (Paeck.), Schizophoria cf. grandis Ljasch., Productella ex gr. subaecullata (Murch.), Spinatrypa cf. bifidaeformis (Tchern.), Atrupa ex gr. vulgaris Ljasch. В кровле свиты появляются линзовидные горизонты красноцветных косослоистых песчаников, гравелитов и конгломератов, песчанистых доломитов и серых кварцевых песчаников мощностью от 3, 5 м в Воронинском блоке до 100 м в Курпанджинском. Максимальная мощность СБИТЫ 330-400 м. В сторону Ольчанского и Улахского палеоподнятий она утрачивает двучленное строение, породы постепенно выклиниваются.
Пятый тектономагматический цикл В раннем фамене интенсивность новой волны глубинного теплового потока достигла максимума. Она обусловила инверсионные движения земной коры в пределах всего Сетте-Дабанского палеорифта, следствием чего стали внедрение многочисленных даек долеритов и габбро-долеритов, активизация предыдущих глубинных расколов земной коры, трещинные излияния базальтовых лав и резкая дифференциация вертикальных перемещений в разных тектонических блоках. В пределах Джалканской палеорифтовой зоны потоки базальтов сформировали покров курпанджинской свиты, несогласно залегающей на разных горизонтах маучанской свиты.
Курпанджинская свита (D3кp) представлена покровными трахибазальтами мощностью 70-200 м, состоящими из 4-8 потоков. Базальты темно-зеленые афировые, в кровле потоков фиксируются зеленовато-красные и вишневые гематитизированные миндалекаменные базальты и шлаки, базальтовые брекчии и шаровые лавы с текстурами течения. Среди базальтов отмечаются линзовидные горизонты мощностью 2-15 м красноцветных туфоалевролитов, туфопесчаников и туфоконгломератов, обломки, галька и цемент которых имеют базальтовый состав. Характерная особенность трахибазальтов свиты - наличие в них самородной меди. Она представлена тонкой (0, 01-0, 1 мм) вкрапленностью в массивных базальтах, гнездовыми и прожилковыми выделениями в секущих эпидотовых прожилках, а также образует стратифицированные горизонты вкрапленных руд в миндалекаменных базальтах. Мощность покрова уменьшается в направлении к палеоподнятиям до полного выклинивания.
Высокая тектономагматическая активность в это время обусловила контрастные блоковые перемещения в пределах палеорифтовой зоны. Центральная часть ее, объединяющая Воронинский и Томпонский блоки, представляла собой приподнятую структуру, образовавшую внутреннее палеоподнятие, на котором размывались базальты курпанджинской свиты. Боковые блоки - Курпанджинский и Придорожный - представляли собой седиментационные впадины, в которых накапливались обломочные отложения переломной свиты.