ГЛАВА 5

КОМПЛЕКСЫ МЕТАМОРФИЧЕСКИХ ЯДЕР КОРДИЛЬЕРСКОГО ТИПА

Комплексы метаморфических ядер являются относительно новым типом геологических объектов, выделенных в начале 80-х годов в Северо-Американских Кордильерах (Crittendon et al., 1980), где они образуют непрерывный узкий пояс, протягивающий от юга Канады до севера Мексики. Термин «комплексы метаморфических ядер» (metamorphic core complexes) впервые был использован П. Коуни (Coney, 1973) при характеристике аномально деформированных пород метаморфического комплекса Шусуоп, расположенного на северном окончании Северо-Американского пояса комплексов метаморфических ядер. В первых работах по комплексам метаморфических ядер отмечалось, что они являются структурами, характерными только для Северо-Американских Кордильер, однако в течение последнего десятилетия подобные структуры были найдены и детально изучены в различных тектонических обстановках многих регионов мира (Гималаи, Шотландия, Папуа Новая Гвинея, Корсика, Забайкалье и другие). Практически во всех известных случаях пояса комплексов ядер фиксируют обстановку внутриконтинентального растяжения, которой предшествует утолщение и разогрев коры. Более подробно геодинамические модели образования комплексов метаморфических ядер будут рассмотрены в конце главы.

5.1. Основные черты комплексов метаморфических ядер
Комплексы метаморфических ядер (МСС – metamorphic core complexes) представляют собой изолированные поднятия куполовидной или аркообразной формы аномально деформированных метаморфических или интрузивных комплексов, тектонически перекрытых неметаморфизованными образованиями (Coney, 1980). Большинство комплексов метаморфических ядер обнаруживают отчетливое сходство в строении и структуре, несмотря на некоторые различия в составе и общей геологической обстановке их проявления. В каждом из комплексов метаморфических ядер выделяется три главных структурных элемента (рис. 5.1): нижний с пластичным стилем деформации, для которого часто применяются термины «фундамент» или «нижняя пластина», верхний, характеризующийся хрупкими разрывами, определяемый также как «покров» или «верхняя пластина» и зона главного срыва (detachment), разделяющая эти две структуры. Обычно комплексы метаморфических ядер имеют вид асимметричного купола или антиклинали при более крутом падении одного из флангов.
5.1.1. Метаморфический фундамент
Метаморфический фундамент в различных комплексах метаморфических ядер слагают породы, сильно различающиеся как по своему составу, так и по возрасту. Кроме того, в нижней пластине большинства комплексов метаморфических ядер нередко выделяется несколько разновозрастных комплексов разной формационной принадлежности. Так, например, в составе протолита хорошо изученных комплексов метаморфических ядер Северной Америки выделяются: остатки древних докембрийских метаосадочных комплексов (Reynolds, Rehrig, 1980), протерозойские гранитоиды, верхнедокембрийские осадочные породы, палеозойские осадочные толщи, верхнемеловые-раннетретичные магматические комплексы, ранне-, среднетретичные гранитоиды. Однако, независимо от состава протолита, все породы метаморфического фундамента в краевых частях имеют гнейсовидный облик, связанный с пластическими деформациями. В целом же, в фундаменте могут присутствовать все породные комплексы, характерные для нижних и средних уровней коры в регионе распространения комплексов ядер. Но практически во всех ядрах значительную долю составляют гранитоиды, образованные в процессе непосредственно предшествующих коллизионных событий и внедрившиеся на начальных стадиях растяжения, обусловившего формирование комплексов метаморфических ядер.

Характерной особенностью фундамента является пологое погружение гнейсовидности, подчеркивающей куполообразную или аркообразную форму поднятия, с углами падения на флангах куполов редко превышающими 20-30С. Другой отличительной чертой метаморфического фундамента является наличие линейности в плоскости разгнейсования, характеризующейся постоянством элементов погружения в пределах каждого конкретного или нескольких сближенных в пространстве комплексов метаморфических ядер, даже при варьирующих структурных параметрах гнейсовидности и сланцеватости. В комплексах с высокой степенью эродированности степень разгнейсованности уменьшается по мере удаления от верхнего тектонического контакта, и более отчетливо проявляются ранние метаморфические или магматические структуры, показывая, что милонитовые гнейсовидность и линейность, связанные с формированием комплексов метаморфических ядер, наложены на более ранние структуры.

Для фундамента комплексов характерно присутствие интрузий гранитов, а также пегматитов и аплитов, которые в основном встречаются в виде пластообразных и линзовидных тел, прожилков, чаще всего субпараллельных гнейсовидности и сланцеватости.

Степень метаморфизма фундамента варьирует в широком Р-Т диапазоне. Наиболее древние породы нередко метаморфизованы в условиях высокотемпературных субфаций амфиболитовой фации. Дислокационный метаморфизм характеризуется более умеренными значениями температур и давлений и варьирует от низко-среднетемпературных субфаций амфиболитовой фации до зеленосланцевой фации, редко достигая высокотемпературных степеней амфиболитовой фации. Практически во всех изученных случаях отмечается низкобарический андалузит-силлиманитовый тип метаморфизма. По мере повышения температуры признаки дислокационного метаморфизма проявляются все меньше. Поэтому при высоких ступенях дислокационного метаморфизма достаточно сложно отличить и отделить метаморфические породы протолита или более ранних стадий метаморфизма от наиболее позднего дислокационного метаморфизма.

5.1.2. Неметаморфизованный покров
Также как и фундамент, перекрывающий его неметаморфизованный чехол («неметаморфизованный» означает, что не проявлены процессы синтектонического дислокационного метаморфизма, связанного с образованием комплексов метаморфических ядер) нередко имеет гетерогенную природу. Так, в пределах комплексов метаморфических ядер Северо-Американских Кордильер покров представлен разнообразными породными комплексами широкого возрастного интервала и формационной принадлежности: серий чешуй докембрийских метаморфических пород, верхнедокембрийскими, палеозойскими и мезозойскими осадочными сериями, третичными вулканическими и осадочными породами. Особо отметим, что все породы покрова относительно фундамента смещены по зоне глубинного срыва. Там, где породы покрова сохранились в достаточном объеме, наблюдаются многочисленные разломы, часть из которых имеет отчетливое пологое падение. При этом в абсолютном большинстве эти разломы не проникают в породы фундамента, контролируясь снизу зоной глубинного срыва, которую часто рассматривают как границу смены характера деформаций: от пластичного в нижней части к хрупкому в покрове. Важной характеристикой тектоники неметаморфизованного покрова является отчетливое преобладание процессов растяжения, фиксируемых серией сбросов листрического типа. Степень растяжения в верхнем покрове обычно очень высока, в результате чего в некоторых комплексах метаморфических ядер наблюдается значительное уменьшение мощности осадочного покрова, приводящее литологические комплексы верхней части осадочного покрова в контакт с породами фундамента. В составе покрова значительную роль могут играть континентальные осадки, отложение которых непосредственно предшествовало или было синхронным с процессами тектогенеза, обусловившими экспонирование метаморфических ядер.
5.1.3. Зона глубинного срыва
Важнейшим отличительным элементом комплексов метаморфических ядер является наличие зоны глубинного срыва (detachment), которая, несмотря на отдельные отличия, имеет сходное строение и структуру во всех изученных комплексах. Зона глубинного срыва разделяет породы по степени метаморфизма и по контрастно различающемуся характеру деформаций. Нередко различают и сам срыв, четко выраженную поверхность, отделяющую неметаморфизованные породы покрова от образований нижней пластины, и зону срыва с варьирующей мощностью, расположенную под плоскостью срыва. Поверхность срыва обычно хорошо выражена топографически и характеризуется пологим падением (15-30). В большинстве случаев она картируется только с одной стороны каждого конкретного комплекса метаморфического ядра, на наименее круто погруженном боку асимметричного купола или арки (Reynolds, Rehrig, 1980). Противоположный фланг в этом случае осложнен более поздними крутопадающими сбросами.

Зона срыва сложена разнообразными метаморфическими тектонитами (см. главу 3), различающимися по степени метаморфизма и соотношению хрупких и пластических деформаций – милонитовыми гнейсами, бластомилонитами, милонитами, ультрамилонитами. Хотя в целом отмечается зональность, отражающая уменьшение температуры динамометаморфизма от фундамента к покрову, взаимоотношения разнотемпературных тектонитов имеют более сложный характер, обусловленный эволюцией тектонической зоны во времени. На ранние высокотемпературные метаморфические тектониты нередко наложены процессы низкотемпературных изменений. Один из вариантов строения зоны срыва и сопровождающих ее тектонитов приведен в разделе 5.5 на примере Заганского комплекса метаморфического ядра.

5.2. Модели образования комплексов метаморфических ядер
В геологической литературе рассмотрено несколько обобщающих структурных моделей формирования комплексов метаморфических ядер кордильерского типа (Wernicke, 1981; Miller et al., 1983; Lister, Davis, 1989). Вкратце охарактеризуем ключевые из них.

Одну из первых моделей формирования комплексов метаморфических ядер предложил Б. Вернике (Wernicke, 1981) на основе палинспастических реконструкций в Провинции Бассейнов и Хребтов (Северо-Американские Кордильеры). По этой модели, процессы растяжения реализуются в возникновении пологопадающего сброса, проникающего в средние и нижние части коры и даже в мантию. Многообразие структурных парагенезисов, отмечающихся в пределах комплексов метаморфических ядер, по его мнению, связано с зоной срыва и определяется глубиной их первоначального образования, при этом для глубинных частей зоны срыва характерно развитие пластических деформаций, для приповерхностных - хрупких (см. рис. 1.8в). Над глубинной частью зоны срыва (5 км и более) могут развиваться сбросы с довольно крутым падением противоположным падению зоны срыва или листрического типа, ограничивающие крупные блоки, а над зоной срыва в приповерхностных уровнях - крутые сбросы с направлением падения, совпадающим с падением зоны срыва, ограничивающие маломощные блоки, сложенные породами покрова. По мере развития процессов растяжения и перемещения верхней пластины по зоне срыва крутые сбросы верхней пластины будут выполаживаться в зоне приближения зоны глубинного срыва к поверхности. Также будут выполаживаться, но в несколько меньшей степени, поверхности сбросов над глубинными уровнями. Наиболее сложные структурные парагенезисы характеризуют переходную зону между областями только хрупких и только пластичных деформаций зоны главного срыва, где по мере развития процессов растяжения пластичные деформации сменяются хрупкими. Согласно этой модели экспонирование пород нижних-средних уровней коры осуществляется за счет тектонического «сползания» с них перекрывающих пород.

В модели Э.Миллер с соавторами (Miller et al., 1983) различие в характере деформаций для покрова и фундамента в структуре комплексов метаморфических ядер определяется границей хрупко-пластического перехода, разделяющей уровни с различными реологическими свойствами. Комплексы метаморфических ядер интепретируются как фрагменты экспонированной на поверхность зоны хрупко-пластического перехода. Экспонирование средних и нижних частей коры происходит за счет утонения хрупкой покрышки (см. рис. 1.8б). Расчеты степени растяжения пород верхней пластины, показали 480-570 % суммарного растяжения при равномерном уменьшении всего разреза земной коры.

Обобщенная модель образования комплексов метаморфических ядер, учитывающая предыдущие построения, была предложена Г.С. Листером и Г.А. Дэвисом (Lister, Davis, 1989). Они отметили упрощенность ранних моделей и показали, что область хрупко-пластического перехода имеет более сложную природу, чем это было определено Э. Миллер с соавторами, а формирование тектонитов зоны срыва рассматривается не как результат проявления механизма чистого сдвига, а в качестве производных процесса деформаций в пределах шеар-зон корового масштаба. Континентальное растяжение при образовании комплексов метаморфических ядер реализуется при возникновении сложной комбинации многочисленных срывов (детачментов) и пологопадающей пластичной эволюционирующей шеар-зоны, а сами зоны срыва являются лишь приповерхностным ее проявлением (рис. 5.2). Срывы, возникшие в начале процесса растяжения, не являются активными на протяжении всей истории формирования комплексов метаморфических ядер, а наблюдаемые в настоящее время зоны срыва считаются относительно молодыми структурами, представляющими собой последнюю генерацию разломов, рассекающих верхние части коры и контролирующихся снизу пологопадающей шеар-зоной корового масштаба. Авторы предполагают сложную эволюция этой шеар-зоны в пространстве и во времени, т.к. реологические свойства пород и, как следствие, их деформационное поведение варьирует в зависимости от изменения температуры, девиаторного стресса, содержания, состава и давления флюида, а относительные смещения проявляются на разных уровнях коры. По шеар-зонам сбросов происходит выдвижение нижней пластины и образованные на глубоких уровнях милониты выводятся на более верхние уровни, где они подвергаются брекчированию, катаклазу и ретроградным изменениям. Поскольку возрастание температуры и давления с глубиной приводит к смене хрупкого характера деформаций пластичным, породы, слагающие главные зоны срыва, сменяются на глубину от катакластитов до милонитов и филонитов, испытывая при этом различные последовательные метаморфические и деформационные преобразования. Наиболее важной особенностью преобразований является независимый характер их пространственной и временной последовательности (рис. 5.3). Для верхних уровней зон разломов наиболее типичны перетертые породы и брекчии, а при высоких скоростях смещения, небольших количеств порового флюида и некоторой сейсмической активности могут возникать разломные расплавы с формированием специфических пород – псевдотахилитов на локальных участках. Постепенный хрупкопластичный переход в условиях коры обычно фиксируется по возрастанию пластичного течения на границах зерен, минеральных агрегатов, трещин и развитию узких пластичных шеар-зон даже при Р-Т параметрах низкотемпературных субфаций зеленосланцевой фации метаморфизма.

В настоящее время практически общепризнанно, что комплексы метаморфических ядер кордильерского типа сформировались в результате внутриконтинентального растяжения, когда породы средних-нижних уровней континентальной коры тектонически экспонировались к поверхности (Lister, Davis, 1989; Baldwin et al., 1993). Что является причиной такого растяжения, имеется ли взаимосвязь между процессами растяжения и магматизмом, оказывает ли влияние магматизм на формирование комплексов метаморфических ядер - эти вопросы в последнее время широко обсуждаются в зарубежной литературе.

После Дж. Андерсона (Anderson, 1971), впервые указавшего на связь процессов растяжения и магматизма, вопросы соотношения формирования комплексов метаморфических ядер с процессами магматизма отмечались во многих работах (Coney, 1987; Hamilton, 1987; Wernicke et al., 1987; Thompson, McCartney, 1990; Lucchitta, 1990; Amstrong, Ward, 1991). Р.Л. Армстронг и П. Вард (Armstrong, Ward, 1991), обобщив материалы по распространению вулканитов и интрузивных пород для разных временных срезов третичного периода западной части Северной Америки, пришли к выводу, что образование комплексов метаморфических ядер отчетливо совпадает во времени и пространстве с кульминацией магматических событий. Ф.Ганс с соавторами (Gans et al., 1989), рассмотрев особенности магматизма и процессов растяжения в Провинции Бассейнов и Хребтов (Северо-Американские Кордильеры), показали, что в большинстве случаев начало растяжения является синхронным или непосредственно следует за пиком магматической активности.

Вопросы влияния интрузивного магматизма на структурообразование в комплексах метаморфических ядер были детально рассмотрены Г.С. Листером и С.Л. Болдуином (Lister, Baldwin, 1993). Они предположили, что коротко живущие термальные события (обусловленные внедрением интрузий) могут провоцировать кратковременные метаморфизм и пластические деформации в зонах пластичного срыва во время континентального растяжения. Прямые и косвенные доказательства этой гипотезы обнаружены в комплексах метаморфических ядер Провинции Бассейнов и Хребтов (Reynolds, 1985), Соломонова (Hill et al., 1992; Baldwin et al., 1993) и Эгейского (Lee, Lister, 1992) морей. Гипабиссальные силлы и дайки или даже плутоны обусловливают термальные пульсы в прилегающих вмещающих породах. При внедрении на неглубокие уровни коры эти термальные пульсы могут обусловливать пластичное поведение пород, при обычных условиях испытывающих хрупкие деформации, естественно, в условиях достаточного девиаторного стресса. Если такое термальное ослабление имеет место, можно ожидать тесные пространственные связи зон пластичного течения с сильно деформированными интрузивными телами. Наиболее разогретые породы будут наиболее интенсивно деформированы (при соответствующих реологических параметрах), и интенсивность пластических деформаций будет быстро уменьшаться при удалении от интрузивного тела. Многочисленные примеры локализации напряжения вблизи или непосредственно в телах синкинематических интрузий свидетельствуют о том, что образование милонитов связано с термальными пульсами, обусловленными внедрением интрузий. Отчетливые связи между милонитами и внедрением интрузий предполагают, что образование первых происходило в очень коротком временном интервале.

Представляется, что пульсы пластических деформаций имели место в милонитах нижней пластины многих комплексов метаморфических ядер, но только после долгого периода низкотемпературного (не пластичного) развития. Формирование ядер может являться прямым результатом плутонической активности под гнейсовыми куполами. Всплывание силлов обеспечивает механизм для дифференциального подъема, а термальные пульсы, связанные с внедрением плутонов, позволяют объяснить тесную пространственную и временную связь зон пластических деформаций и магматических тел. Хрупко-пластический переход, наблюдаемый во многих комплексах метаморфических ядер, может быть результатом остывания в зоне пластических деформаций над плутоном после внедрения последнего, а не зависит от глубины.

Характер магматизма может определять и геометрию комплексов метаморфических ядер (рис. 5.4). "Сконцентрированный" характер магматизма (рис. 5.4б) приводит к общему подъему и образованию единого купола, описанного в комплексах метаморфических ядер гор Санта Каталина (Северо-Американские Кордильеры) и Д’Энтрекасто (Папуа Новая Гвинея). При рассеянном характере магматизма (рис. 5.4в) образуется несколько более мелких поднятий и куполов, описанных в горах Бакскин-Рохайд (Северо-Американские Кордильеры).
5.3. Геодинамические обстановки формирования комплексов метаморфических ядер
Как уже отмечалось в разделе 5.2 формирование комплексов метаморфических ядер связано с обстановками внутриконтинентального растяжения. Однако, в какой именно геодинамической обстановке может реализовываться такое растяжение – вопрос требующий отдельного обсуждения. Согласуясь с тектонотипом комплексов метаморфических ядер – Северо-Американскими Кордильерами – геодинамическая обстановка формирования комплексов метаморфических ядер должна представляться довольно простой – активная континентальная окраина андийского (калифорнийского) типа с процессами растяжения в тыловой части, характерными для континентальных окраин. Немаловажном фактором здесь является сближение в пространстве зоны субдукции и срединно-океанического спрединга. Однако, некоторые комплексы метаморфических ядер, такие как комплексы островов Д’Энтрекасто, Папуа-Новая Гвинея (Hill et al., 1992), расположенные на продолжении океанической спрединговой зоны под континентальную кору, связаны с иной геодинамической обстановкой. Рассмотрим геодинамические модели формирования комплексов метаморфических ядер в Северо-Американских Кордильерах и на островах Д’Энтрекасто.

Наиболее полная модель геодинамической эволюции комплексов метаморфических ядер Северо-Американских Кордильер приведена в работе П. Варда (Ward, 1991) в которой он использовал данные ранних моделей (Coney, Reynolds, 1977; Coney, 1980; Rehrig, 1986), а также новые детальные материалы по взаимодействиям микроплит Тихоокеанской океанической плиты (Stock, Molnar, 1988). П. Коуни и С. Рейнолдс (Coney, Reynolds, 1977) показали, что одной из главных предпосылок процессов растяжения является утолщение и разогрев коры в результате аккреции террейнов к Северо-Американскому кратону в позднем мелу (ларамийская складчатость). При дальнейшем развитии в интервале 11-36 млн. лет наблюдается замедление схождения или даже некоторое расхождение Тихоокеанской плиты с Северо-Американским континентом, что подразумевает отсутствие условий сжатия. Другими важными моментами модели являются: а) приближение срединно-океанического хребта к зоне субдукции, вследствие чего субдуцирующая океаническая плита становится более “горячей” и соответственно более плавучей (последнее может вызвать изменение геометрии зоны субдукции и даже воздымание континентальной плиты непосредственно над зоной); б) фрагментированность субдуктируемой океанической плиты трансформными разломами и образование более мелких микроплит, что способствует отрыву «слэба» и погружению его в мантию. Модель П. Варда предполагает, что результатом крупноамплитудного растяжения является не только формирование комплексов метаморфических ядер, но и внедрение крупных батолитов гранитоидов, таких как батолит Сьерра Мадре Оксидентал, для которого доказано внедрение в условиях растяжения, и развитие рифтовых зон, таких как зона Транс Пекос и рифт Рио Гранде.

Формирование самых молодых из известных к настоящему времени комплексов метаморфических ядер островов Д’Энтрекасто, Папуа-Новая Гвинея (их возраст оценивается не древнее 4 млн.лет) было предопределено взаимодействием микроплит, образованных во время крупномасштабной коллизии Тихоокеанской и Индо-Австралийской плит. Наиболее важным коллизионным событием на п-ове Папуа считается обдукция ультрабазитового пояса в позднем эоцене. Восточное окончание морского спредингового центра бассейна Вудлак выражается в активном континентальном растяжении островов Д’Энтрекасто и прилегающих бассейнов. Острова, являясь западным продолжением спрединговой системы океанического дна, фиксируют область, где спрединговая система погружается под утолщенную континентальную кору п-ова Папуа (рис. 5.5). Считается, что процессы растяжения начались здесь в плиоцене вслед за олигоценовой коллизией, в результате которой образовался метаморфический пояс Овен-Стейнли. Отличительным моментом геодинамической обстановки формирования комплексов метаморфических ядер островов Д’Энтрекасто является прямая связь процессов растяжения с океанической спрединговой зоной, продолжающейся под континентальную кору.

Таким образом, обобщая вышеизложенное, особо подчеркнем, что вне зависимости в каких обстановках реализовывались процессы растяжения: либо в пределах активной континентальной окраины, либо на продолжении под континентальную кору океанической спрединговой зоны, необходимым условием растяжения является предшествующее утолщение коры в результате аккреционных или коллизионных процессов. Это является особенно важным для палеогеодинамических реконструкций в древних складчатых областях, поскольку комплексы метаморфических ядер можно использовать в качестве индикаторов как рифтогенеза, так и предшествующих аккреционных или коллизионных эпох.

5.4. РТ-эволюция комплексов метаморфических ядер

Рассмотрим Р-Т-t-эволюцию комплексов метаморфических ядер на примере уже упоминавшихся комплексов островов Д’Энтрекасто (рис. 5.5). Комплексы метаморфических ядер островов Д’Энтрекасто состоят из деформированного и метаморфизованного фундамента, перекрытого покровами ультрабазитов. В пределах фундамента выделяются две структурные зоны: зона ядра и внешняя зона пластичного течения. Зона ядра представлена эклогитами, мигматитами, гнейсами и милонитовыми породами, а также прорывающими их недеформированными и деформированными гранодиоритами. Зона пластичного течения сложена милонитовыми гнейсами, подобными породах ядра, но гораздо более сильно рассланцованными и регрессивно измененными в условиях эпидот-амфиболитовой фации.

Детальные изотопные исследования позволили оценить скорости тектонических процессов, исходя из различных температур закрытия Ar/Ar системы для разных минералов. Оказалось, что скорости остывания или тектонического экспонирования магматических и метаморфических пород являются достаточно высокими и составляют 100-200С/млн. лет, достигая в некоторых областях зоны пластичного течения 625С/млн. лет.

Анализируя Р-Т-t-эволюцию для пород комплексов метаморфических ядер островов Д’Энтрекасто (рис. 5.6) отметим, что процесс выведения метаморфических комплексов с глубин 50-60 до 25-35 км (исходя из Р-Т-параметров метаморфизма эклогитов, гнейсов фундамента и милонитовых гнейсов зоны пластичного течения) соответствует временному интервалу 4-2 млн. лет. Ретроградные изменения этого возраста в эклогитах и гнейсах соответствуют тренду изотермальной декомпрессии. Этот же возраст фиксируется в гранодиоритах первой фазы внедрения. Финальная стадия тектонической экспозиции в интервале 1-2 млн. лет характеризуется близким к изобарическому остыванием пород фундамента и милонитов зон пластичного течения. При этом скорости остывания чрезвычайно высоки (в среднем 400С/млн. лет). С началом этого этапа связано внедрение гранодиоритов второй фазы. В среднем скорость тектонической экспозиции магматических и метаморфических образований составляет, начиная с 4 млн. лет, не менее 10 мм/год.

5.5. Комплекс метаморфического ядра Заганского хребта
В качестве примера типичного комплекса метаморфического ядра кордильрского типа рассмотрим комплекс метаморфического ядра Заганского хребта, расположенный в юго-западном Забайкалье. Орографически данный комплекс выражен в виде одноименного горного хребта, протягивающегося на расстояние около 120 км в северо-восточном направлении. С северо-запада и юго-востока ограничен мезозойскими депрессиями, сложенными вулканогенно-терригенными образованиями.

В структуре Заганского комплекса четко выделяются три зоны: чехол, фундамент и зона глубинного срыва (рис. 5.7).

Фундамент сложен преимущественно гранитоидами: гранитами, гранодиоритами, гранитогнейсами, граносиенитами, сиенитами с небольшим количеством ксенолитов биотитовых и биотит-амфиболовых гнейсов, реже биотит-амфиболовых, биотитовых кристаллических сланцев. Наименее измененные породы отмечаются в центральных частях поднятия, которые по направлению к периферии сменяются на гранитогнейсы, гнейсы и далее на милониты. Переходы от массивных образований к гнейсам в большинстве своем постепенные. Широким распространением в периферических частях комплекса пользуются конформные, реже секущие жилы пегматитов и пегматит-аплитов. Из петрографических особенностей гранитоидов следует отметить, что даже макроскопически неизмененные образования на микроуровне показывают следы катакластических деформаций, выраженные в некотором раздроблении зерен, особенно кварца и полевого шпата, а также в облачном погасании кварца.

В чехол объединяются позднепалеозойские-мезозойские вулканогенно-осадочные образования, распространенные на склонах поднятия и в комплементарных с ним впадинах: Тугнуйской - на северо-западе, Хилокской и Малетинской - на юге.

Зону срыва фиксируют динамометаморфические образования, сформированные как по гранитоидам ядра, так и частично по породам покрова. Среди милонитовых пород по степени преобразования субстрата выделяются протомилониты, милониты, милонитовые сланцы, бластомилониты, псевдотахилиты и ультрамилониты (Мазукабзов, Скляров, 1995). Все типы тектонитов имеют пластообразную форму и субконформны между собой, при этом протомилониты, милониты и милонитовые сланцы развиты в основном на северном крыле поднятия, а бластомилониты, ультрамилониты и псевдотахилиты - на юго-восточном.

Протомилониты и милониты наиболее широко распространены в полях развития гранитоидов. Для них характерна неравномерность дислокационного преобразования субстрата и прерывисто-сланцеватые текстуры. Последние имеют отчетливо выраженную предпочтительную ориентировку вторичных листоватых минералов (хлорит, серицит, мусковит), возникших за счет преобразования темноцветных минералов и частично полевых шпатов. Прерывисто-сланцеватые текстуры маркируют зоны рассланцевания, мощность которых варьирует от первых сантиметров до нескольких метров. Нередко такие зоны создают структурный рисунок сильноуплощенных макро- и микролинз S-образной формы. В центральных частях линзовидных блоков, окаймленных рассланцованными породами, гранитоиды характеризуются массивным сложением. Однако на микроуровне в них видны следы катаклаза. В участках сосредоточенного рассланцевания гранитоиды подвергаются наибольшему преобразованию, которое выражается в перекристаллизации раздробленного кварц-полевошпатового агрегата и в формировании совместно с чешуйчатыми минералами сегрегационной полосчатости и порфирокластовых систем. Кварц и полевой шпат приобретают линзовидно-уплощенную форму и ориентируются субпараллельно поверхности рассланцевания (рис. 5.8).

Среди зоны рассланцевания отмечаются тектоносланцы мощностью до 0,6 м с обильным развитием слюдистых минералов и обособлениями кварца линзовидной формы. В тектоносланцах наблюдаются мелкие асимметричные складки.

Динамометаморфизованные конгломераты и вулканиты, входящие в состав покровных образований и расположенные выше поверхности срыва, по степени переработки исходного субстрата соответствуют протомилонитам. При этом первичная природа их происхождения не вызывает сомнений. Размер обломков варьирует от первых сантиметров до 45 см, редко встречаются глыбы достигающие 2,5 м по длинной оси. По форме различаются гальки округлые, эллипсоидальные и уплощенные. Состав конгломератов полимиктовый.

Конгломераты вблизи поверхности срыва характеризуются сильным уплощением галек, которые часто приобретают форму приближающуюся к лентам. Степень уплощения в сечении параллельном сланцеватости достигает 1:20. В этом случае обломки испытывают значительные динамометаморфические преобразования и превращаются по существу в тектониты с полосчатой текстурой. Цемент конгломератов представлен хлорит-серицит-альбит-кварцевым агрегатом со структурами течения, выраженными струйчатым рисунком облекания галек (рис. 5.9), хвостами теней давления, микроскладками, штрихами скольжения, минеральной линейностью а-типа.

Для протомилонитов по кислым эффузивам характерны тонкполосчатые милонитовые текстуры с уплощенными порфирокластами полевого шпата. Основная масса в них имеет серицит-альбит-кварцевый состав и лепидогранобластовую тонкозернистую структуру.

Бластомилониты и ультрабластомилониты, маркирующие зону срыва, получили широкое распространение на южном крыле Заганской структуры. Они развиваются по граносиенитам и гранодиоритам. Тектонитам присущи тонкополосчатые, линзовидно-полосчатые текстуры, обусловленные линзовидными сегрегациями слюдистых минералов, полосками кварца и полевого шпата, вмещающих порфирокласты, а также отчетливо выраженной односистемной минеральной и структурной линейностью. Разделение тектонитов на ультрабластомилониты и бластомилониты проведено по преобладающей размерности зерен в матриксе – для первых она не превышает 0,01 мм. Порфирокласты сложены микроклином, реже плагиоклазом и имеют линзовидную либо округлую форму. Большая часть из них принадлежит к δ-образным порфирокластовым системам с клиновидными шлейфами в тенях давления. Они плавно огибаются струйчатой тонкозернистой перекристаллизованной массой. На фоне лепидогранобластовой структуры матрикса отмечаются линзовидные и S-образные участки, сложенные удлиненными выделениями кварца со сложными зубчатыми ограничениями и полосчато-волнистым погасанием. Длинные оси таких кварцевых зерен ориентированы под острым углом (35-40º) к сланцеватости. С-оси кварца в них образуют пояс, наклоненный аналогичным образом, и по типу соответствующий В-тектонитам. Среди тектонитов южного крыла Заганского ядра встречаются певдотахилиты (см. раздел 3.2.3).

Описанные типы милонитовых пород имеют неравномерное распространение в структуре Заганского гранитогнейсового поднятия. Так, как уже отмечалось выше, протомилониты, милониты и милонитовые сланцы развиты на северном крыле поднятия, в то время как бластомилониты, ультрабластомилониты и псевдотахилиты - в юго-восточном. Тектониты являются разноглубинными образованиями и были сформированы в пределах единой тектонической зоны полого погружающейся в юго-восточном направлении. К настоящему времени они выведены на дневную поверхность и занимают одинаковый гипсометрический уровень. Наличие моноклинной симметрии структур течения, перекристаллизации и закономерной ориентировки оптических осей кварца в тектонитах разного типа позволяют предполагать, что динамометаморфизм осуществлялся в условиях простого сдвига (simple shear).

Среди тектонитов в краевых частях комплекса отмечаются интрузии разнообразного состава конкордантные со структурным планом тектонитов. Наличие в них синтектонических деформаций позволяет относить их к группе синкинематических образований. В северном крыле структуры - это силлы гранит-граносиенитов среди метаконгломератов, в южном - силлы милонитизированных гранитов и рассланцованных монцогаббро.

Для динамометаморфических образований Заганского комплекса характерно пологое (10-30) залегание гнейсовидности и сланцеватости, наиболее отчетливо проявленное в его краевых частях. Фрагментарно плоскостные текстуры смяты в крупные и мелкие складки. Преобладают мелкие асимметричные складки с амплитудой от первых сантиметров до первых метров, соответствующие складкам изгиба с течением. Наблюдается концентрация шарниров складок по двум направлениям - по линии северо-восток 40 и линии северо-запад 325. В пределах комплекса выделяются два типа линейности (Скляров и др., 1994). Преобладает минеральная линейность а-типа, выраженная в основном удлиненными образованиями кварца, реже - амфибола или скоплениями слюд. Фиксируется однонаправленная ориентировка минеральной линейности по линии северо-запад – юго-восток в пределах всего комплекса независимо от залегания плоскостных элементов. Второй тип линейности (плойчатость), встречающийся намного реже, имеет перпендикулярную к а-линейности ориентировку и совпадает с погружением шарниров лежачих изоклинальных складок северо-восточного направления. Отчетливо фиксируются признаки структур растяжения в тектонитах и однонаправленный знак относительного смещения при дислокационном метаморфизме в обоих крыльях структуры.

Проведенные геохронологические исследования позволили оценить время тектонического экспонирования Заганского комплекса, которое соответствует поздней юре - раннему мелу, при длительности этой экспозиции в 45-50 млн.лет.

Возникновение комплекса метаморфического ядра Заганского хребта связывается с процессами позднемезозойского растяжения в Забайкалье, являющегося одним из важнейших этапов в формировании его современной структуры (Скляров и др., 1997; Зорин и др., 1997). Экспонирование комплекса осуществлялось после закрытия Монголо-Охотского океана. Предлагается следующая модель образования и эволюции Заганского комплекса метаморфического ядра (Скляров и др., 1997): схлапывание Монголо-Охотского океана привело к утолщению коры, а сохранивший свою активность под континентальными плитами его срединно-океанический хребет способствовал подъему мантийного диапира и внедрению базитовых интрузий в нижние горизонты коры, обеспечивая совместно с мантийными флюидами ее прогрев и способствуя процессу растяжения. В Южном Забайкалье процессы крупноамплитудного асимметричного растяжения начались в ранней-средней юре с возникновения глубокопроникающей зоны пологого сброса, на глубинных уровнях которой происходило формирование гнейсов и гранитогнейсов, а на приповерхностных - различных милонитов и ультрамилонитов. Кульминация процессов растяжения и тектоническое экспонирование пород глубинных уровней происходило в поздней юре – начале раннего мела, по всей видимости, в два этапа. Первоначально породы экспонировались в верхние горизонты коры (3 км и выше). С этим этапом связано внедрение серий синкинематических силлов, которые контролируются зоной главного срыва. Во время второго этапа происходило изостатическое всплывание и изгибание экспонированных ранее пород с образованием близкой к современной геометрии «вала» и окончательное моделирование экзогенными процессами.

5.6. Заключение
Изложенный выше материал позволяет представить комплексы метаморфических ядер в качестве своеобразных тектонических «окон» в средние и нижние горизонты континентальной коры. Причиной появления таких «окон» являются процессы крупноамплитудного внутриконтинентального растяжения, которым предшествует утолщение и разогрев коры. Основным механизмом экспонирования глубинных частей коры к поверхности является тектоническая денудация (см. главу 1) перекрывающих комплексов. Немаловажную роль играет также изостатическое «всплывание» легкого континентального материала на поздних стадиях растяжения, обеспечивающее куполообразную или аркообразную форму комплексов метаморфических ядер. Несмотря на то, что в составе ядер могут присутствовать метаморфические комплексы разного возраста, «захороненные» к моменту тектогенеза в континентальной коре, диагностическим для рассматриваемых структур является мощное проявление дислокационного метаморфизма, представленного различными метаморфическими тектонитами в краевой части метаморфических ядер. Образование тектонитов контролируется зоной пологого срыва, по которой и происходит тектоническое удаление перекрывающих комплексов. Метаморфические тектониты характеризуются широким интервалом температур и давлений, отражающим эволюцию зоны во времени. Но наиболее характерной чертой метаморфизма является перегиб трендов метаморфизма, соответствующий смене режима изотермальной декомпрессии изобарическим остыванием. Смена режимов фиксирует резкое экспонирование к поверхности разогретых глубоких горизонтов коры при продолжающемся прогреве за счет внедрения синкинематических гранитоидных интрузий, а также последующее остывание в верхних горизонтах коры.

В целом же, комплексы метаморфических ядер являются надежными индикаторами не только процессов внутриконтинентального растяжения, но и непосредственно предшествующих коллизионных событий.