CC BY
73
УДК 551.243(234.851)
Вестник СПбГУ. Сер. 7. 2012. Вып. 3
С. Н. Сычев, К. В. Куликова1
ПОСЛЕДОВАТЕЛЬНОСТЬ ДЕФОРМАЦИЙ В ОБРАМЛЕНИИ МАССИВА РАЙ-ИЗ (ПОЛЯРНЫЙ УРАЛ)
Основные деформации, распространенные в пределах Уральского орогена — на-двиговые, они выделялись в работах К. Г. Войновского-Кригера [1], Н. П. Хераскова [2], А. С. Перфильева [3, 4], К. П. Плюснина [5], М. А. Камалетдинова [6] и др. Широкое развитие субмеридиональных сдвигов на Урале отмечал еще А. П. Карпинский в 1919 г. [7]. Позднее К. П. Плюсниным [8] и другими на Южном Урале установлены левосдвиговые смещения палеозойского и мезозойского возраста. Образование надвигов и связанных с ними сдвигов в результате косоориентированной коллизии обсуждается В. Н. Пучковым [9] и К. С. Ивановым [10]. Это было подтверждено в последующих исследованиях мезоструктурных элементов С. Е. Знаменским [11, 12], Г. А. Петровым [13], С. Н. Сычевым и К. В. Куликовой [14-21]. На более поздних этапах деформационного процесса для массива Рай-Из Н. Ю. Васильев и Л. А. Сим отмечают С-СЗ сжатие [22, 23]. В результате изучения структурных характеристик комплексов пород расположенных в обрамлении офиолитового массива Рай-Из сделан вывод о многостадийности происшедших здесь деформаций.
Офиолиты массива Рай-Из вместе с островодужными комплексами Войкарской палеодуги входят в систему аллохтонов, надвинутых на пассивную окраину ВосточноЕвропейского континента в конце среднего — позднем палеозое [3, 4, 24-26]. Габбро-гипербазитовый массив Рай-Из состоит из двух комплексов: райизско-войкарского дунит-гарцбургитового и кэршорского дунит-верлит-клинопироксенит-габброво-го, разделенных маломощным (до 3 м) серпентинитовым меланжем с заключенными в нем мелкими (до 5 см) обломками серпентинизированных гарцбургитов и дунитов. Войкарская островная палеодуга на данном участке представлена диоритами и частично габброидами собского комплекса (рис. 1).
В северном и северо-восточном обрамлении массива, в долине ручья Нырдво-меншор, прослеживается мощная (до 1 км) полоса полимиктового серпентинитового меланжа, где встречены округлые глыбы и валуны серпентинизированных дунитов и гарцбургитов, измененные в зеленосланцевой фации базальты и их туфы, долериты, кремнистые породы и углисто-кремнистые крист£ллосланцы, а выше по ручью наблюдается полоса (до 400 м) амфиболовых кристаллосланцев. Все эти метаморфические разности маркируют зону Главного Уральского разлома (ГУР), которая разграничивает палеоокеанические и палеоконтинентальные образования и детально описана в ряде работ [27-29].
В составе отложений пассивной окраины исследовалась орангская свита (О1-2), сложенная парасланцами серицит-альбит-кварц-хлоритового переменного состава. В Харбейском блоке изучалась няровейская серия (RF2), представленная чередованием
1 Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, г. Сыктывкар. © С. Н. Сычев, К. В. Куликова, 2012
0 62°10 20 30 км
1-1-1_I
Рис. 1. Схема геологического строения южной части Полярного Урала. На врезке показана схема геологического строения массива Рай-Из
1 — формации палеозойской пассивной окраины Восточно-Европейского континента; 2 — докембрийские метаморфические образования Хараматалоуского блока; 3 — метаморфиты зоны Главного Уральского разлома (пальникшорская толща); 4 — метаморфизованные ультрамафит-мафитовые породы; 5 — раннепалеозойские габбро-гипербазитовые офиолитовые массивы; 6 — девонские островодужные гранитоиды собского и янаслорского комплексов; 7 — островодужные вулканогенно-осадочные образования позднесилурийско-девонского возраста; 8 — докембрийские метаморфические образования Харбейского блока; 9 — мезозойско-кайнозойский чехол Западно-Сибирской плиты; 10 — серпентинитовый меланж зоны Главного Уральского разлома; 11 — райизско-войкарский дунит-гарцбургитовый комплекс; 12 — кэршорский дунит-верлит-клинопироксенит-габбровый комплекс; 13 — номера азимутальных проекций на рис. 2; 14 — разрывные нарушения: а — Главный Уральский разлом, б — прочие разломы; 15 — элементы залегания: а — сланцеватости, б — полосчатости.
хлорит-эпидот-кварц-альбитовых кристаллосланцев и гранат-клиноцоизитовых амфиболитов.
При полевых исследованиях производилось изучение структурно-геометрических характеристик складчатых структур и индикаторов перемещений в зонах смятия: осей вращения блоков пород, зажатых в серпентинитовом меланже, и гранатовых порфиро-бластов, а также индикаторов палеонапряжений — плоскостей сопряженных трещин.
По ориентировке плоскостей сопряженных трещин вычислялись оси сжатия [30]. При анализе структурных данных было выявлено пять стадий деформации, приуроченных к определенным этапам коллизионного процесса (рис. 2). Следует отметить, что в данной работе не рассматриваются самые ранние пластические деформации доколлизи-онного этапа, зафиксированные в более южных массивах Хордъюс и Дзеляю [15, 17-19, 21], и поэтому система нумерации стадий деформации начинается не с D1, а с Dn.
Первая стадия Ш^) пластических деформаций, которая относится нами к раннему коллизионному этапу, зафиксирована в породах орангской свиты, амфиболовых кристаллосланцах зоны ГУР и хлорит-эпидот-кварц-альбитовых кристаллосланцах
КОЛЛИЗИОННЫЙ ЭТАП
РАННИИ КОЛЛИЗИОННЫМ ЭТАП
п+1
°п+2 и °п+3
(шарниры мелких складок) (шарниры мелких складок,
оси вращения будин и порфиробластов)
ПОЗДНИЙ КОЛЛИЗИОННЫЙ ЭТАП
°п+4 и °п+5 (оси сжатия, вычисленные по ориентировке плоскостей сопряженных трещин)
Рис. 2. Азимутальные проекции (1-11) линейных структурных элементов (нижняя полусфера)
В левом верхнем углу номер проекции, соответствующий участку структурных измерений на рис. 1, под стереограммами оцифровка изолиний в процентах и количество замеров. ст3 — ориентировка оси сжатия.
няровейской серии. Шарниры мелких (10-20 см) закрытых и сжатых складок Fn+l погружаются под небольшими углами (10-30°) и распределены по дуге большого круга (см. рис. 2, азимутальная проекция 1, 2, 3)2. Ориентировку шарниров можно объяснить моделью Хансена (рис. 3), показывающей перемещение масс вещества при общем надвигообразовании [31]. При этом происходило изгибание и вращение на крыльях и фронтальной части (три симметричных максимума на азимутальной проекции 3) перемещающихся блоков пород (рис. 3, б). В породах орангской свиты и амфиболовых кристаллосланцах зоны ГУР зафиксировано по одному максимуму сгущения. Такое расположение линейных элементов, на наш взгляд, тоже объясняется моделью Хансена, только из-за малых площадок обнаженных пород мы наблюдаем локальные участки погружения шарниров. Пластические деформации стадии Бп+1 фиксируют региональное надвигообразование — основной этап формирования структуры Урала.
а — разрез, показывающий развитие асимметричных складок; б — иллюстрация, объясняющая различную вергентность складок, простирающихся в одной плоскости. Приведена азимутальная проекция для няровейской серии, максимумы соответствуют элементам залегания, вынесенным на рисунок в.
Деформации стадии Бп+2 и Бп+3 интерпретированы в меланже зоны ГУР, меланже на контакте райизско-войкарского и кэршорского комплексов и гранат-клиноцоизи-товых амфиболитах няровейской серии по субвертикальным шарнирам мелких складок и осям вращения будин серпентинизированных перидотитов и гранатовых пор-фиробластов. Зоны распространения этих пластических деформаций под небольшими углами (10-20°) секут участки с пологопогружающимися шарнирами более раннего этапа. В меланже зоны ГУР имеется следующий рисунок пластических деформаций: шарниры Ьп+2 мелких (5-10 см) закрытых нейтральных складок Z и Б формы Fn+2 субвертикальны или погружаются на восток под углами 50-60° (см. рис. 2-4) и фиксируют правосторонние и левосторонние сдвиговые смещения. Оси вращения будин и пор-фиробластов тоже субвертикальны, либо погружаются на запад и восток под углами 60-80° (см. рис. 2-5, 6). Морфология будин и порфиробластов указывает на право-сдвиговые и левосдвиговые смещения. Зоны, в которых наблюдались будины и пор-фиробласты, имеют сходные элементы залегания и поэтому не являются сопряженными. Определение последовательности левого и правого сдвига по полевым данным не представляется возможным. Однако, можно констатировать, что еще на раннем
2 Далее в тексте ссылки на азимутальные проекции идут в формате «рис. 2-1, 2, 3».
Рис. 3. Модель Хансена [31]
Этапы коллизии и стадии деформаций
Коллизионный
Ранний
Поздний
О
п+1
Б
п+2
иОп+3
Б
п+4
Б
п+5
Структурные рисунки
нейтральных складок, вращение блоков и порфиробластов
СВ-ЮЗ сжатие с образованием сопряженных трещин
IV
СЗ-ЮВ сжатие с образовать сопряженных трещин
Пластические деформации
Хрупкие деформации
Рис. 4. Структурная эволюция зоны ГУР и системы прилегающих тектонических единиц
коллизионном этапе, но на более поздних его стадиях по разломам южной части Полярного Урала происходили левосторонние и правосторонние сдвиговые смещения.
Хрупкие деформации (сопряженные трещины) наблюдаются в большинстве рассматриваемых тектонических единиц и рассекают зоны распространения пликативных нарушений. Следует отметить, что в орангской свите, няровейской серии и амфиболо-вых кристаллосланцах зоны ГУР сопряженные трещины имеют единичный характер и не вынесены на рис. 2. У вычисленных осей сжатия по сопряженным трещинам переменная ориентировка. Выделены оси сжатия с СЗ-ЮВ и СВ-ЮЗ преимущественными направлениями (см. рис. 2, азимутальная проекция 6-10). В ходе полевых наблюдений отмечено, что сопряженные трещины с осями сжатия СЗ-ЮВ направления смещают сопряженные трещины с осями сжатия СВ-ЮЗ направления, поэтому оси сжатия СВ-ЮЗ простирания интерпретируются как начальная стадия хрупкой деформации (стадия Dn+4), тогда как СЗ-ЮВ ориентировки представляют более позднюю стадию деформации (стадия Dn+5).
На стадии Dn+4 сжимающие напряжения на данном участке исследований были направлены поперек зоны ГУР. Эта ориентировка образовалась, скорее всего, вследствие неравномерного, с «заливами и пережимами», надвигания палеоокеанических комплексов на палеоконтинентальные. На стадии Dn+5 сжимающие напряжения поменяли ориентировку и стали продольными относительно простирания зоны ГУР.
Обобщающая схема структурного развития изученных геологических объектов представлена на рис. 4.
Выводы
1. В обрамлении массива Рай-Из идентифицировано пять стадий деформаций.
2. Выявлено три стадии пластических деформаций (ранний коллизионный этап) и две стадии хрупких деформаций (поздний коллизионный этап).
3. Стадии деформаций Dn+1, Dn+2 и Dn+з проявлены только в орангской свите, меланже зоны ГУР и няровейской серии, а стадии Dn+4 и Dn+5 фиксируются на всей изученной территории.
4. На раннем коллизионном этапе в результате надвигообразования сформировалась складчатость с шарнирами, погружающимися в большинстве случаев полого и распределенными по дуге большого круга и вписывающимися в модель Хансена. В конце раннего коллизионного этапа определяющими были сдвиговые деформации, последовательность которых определить не удалось. На позднем коллизионном этапе выявлены ранние напряжения СВ-ЮЗ простирания и более поздние — СЗ-ЮВ.
Работа выполнена при поддержке темплана НИР СПбГУ и ФЦП «Кадры» (Госконтракт № 14.740.11.0187).
Литература
1. Войновский-Кригер К. Г. Два комплекса палеозоя на западном склоне Полярного Урала // Сов. геология. 1945. № 6. С. 27-44.
2. Херасков Н. П., Перфильев А. С. Основные особенности геосинклинальных структур Урала. Проблемы региональной тектоники Евразии // Тр. ГИН АН СССР. М.: Наука, 1963. Вып. 92. С. 35-63.
3. Перфильев А. С. Особенности тектоники севера Урала // Тр. ГИН АН СССР. М.: Наука, 1968. Вып. 182. 220 с.
4. Перфильев А. С. Формирование земной коры Уральской геосинклинали // Тр. ГИН АН СССР. М.: Наука, 1979. Вып. 328. 187 с.
5. Плюснин К. П. Шарьяжи западного склона Северного и Среднего Урала, их возраст и структурное положение // Изв. АН СССР. Сер. геол., 1969. № 4. С. 133-137.
6. Камалетдинов М. А. Покровные структуры Урала. М.: Наука, 1974. 230 с.
7. Карпинский А. П. К тектонике Европейской России // Известия АН. 1919. № 12-15. С. 37-48.
8. Плюснин К. П. Сдвиговые структуры восточного склона Южного Урала // Геотектоника. 1966. № 4. С. 57-68.
9. Пучков В. Н. Образование Урало-Новоземельского складчатого пояса — результат неравномерной косоориентированной коллизии континентов // Геотектоника. 1996. № 5. С. 66-75.
10. Иванов К. С. Оценка палеоскоростей субдукции и коллизии при формировании Урала // Докл. РАН. 2001. Т. 377, № 2. С. 231-234.
11. Знаменский С. Е., Знаменская Н. М. Структурные парагенезисы и фазы деформаций Восточно-Уральской мегазоны на широте профиля Уралсейс (URSEIS-95) // Геологический сборник № 5 / ИГ УНЦ РАН. Уфа: ДизайнПолиграфСервис, 2006. С. 18-29.
12. Знаменский С. Е., Знаменская Н. М. Роль сдвиговых дуплексов в региональном структурном контроле позднепалеозойского золотого оруденения Магнитогорской мегазоны (Южный Урал) // Литосфера. 2009. № 4. С. 83-92.
13. Петров Г. А., Свяжина И. А., Рыбалка А. В. Особенности формирования позднепалеозой-ского орогена на Среднем Урале // Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фа-нерозоя. Материалы XLIII Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2010. Т. 2. С. 139-143.
14. Сычев С. Н. Соотношение хрупких и пластических деформаций зоны сочленения паль-никшорской толщи и массива Хордъюс // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Материалы XV Геологического съезда Республики Коми. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2009. Т. II. С. 160-163.
15. Сычев С. Н. Зона западного контакта Дзеляюского террейна (пластины) // Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента: Материалы 18-й научной конференции. Сыктывкар: Геопринт, 2009. С. 155-158.
16. Сычев С. Н., Куликова К. В. Коллизионная эволюция Пальникшорского террейна (Полярный Урал) // Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя. Материалы XLIII Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2010. Т. 2. С. 326-330.
17. Сычев С. Н., Куликова К. В. Структурно-тектоническая позиция массива Хордъюс (Полярный Урал) // Тектоника и геодинамика складчатых поясов и платформ фанерозоя. Материалы XLIII Тектонического совещания. М.: ГЕОС, 2010. Т. 2. С. 330-334.
18. Куликова К. В., Сычев С. Н. Доколлизионная метаморфическая история массива Хордъюс (Полярный Урал) // Магматизм и метаморфизм в истории Земли. Тезисы докладов XI Петрографического совещания. Екатеринбург: Институт геологии и геохимии УрО РАН, 2010. Т. I. C. 354-355.
19. Куликова К. В., Сычев С. Н. Структурно-метаморфическая эволюция пород зоны Главного Уральского разлома южной части Полярного Урала // Петрология и минералогия севера Урала и Тимана. Тр. Ин-та геологии Коми науч. центра УрО РАН. Сыктывкар, 2010. Вып. 6 (127). С. 15-44.
20. Сычев С. Н., Куликова К. В. Соотношение хрупких и пластических деформаций в зоне Главного Уральского разлома (южная часть Хараматалоуского блока, Полярный Урал) // Современное состояние наук о Земле. Материалы международной конференции, посвященной памяти В. Е. Хаина, г. Москва, 1-4 февраля 2011 г. М.: Изд-во Геологический факультет МГУ им. М. В. Ломоносова, 2011. С. 1829-1833.
21. Куликова К. В., Сычев С. Н. Глава 2.4. Структурно-метаморфическая эволюция пород зоны Главного Уральского разлома (южная часть Полярного Урала) // Глубинное строение Тимано-Североуральского региона / отв. ред. А. М. Пыстин. Сыктывкар: Геопринт, 2011. С. 131-152.
22. Васильев Н. Ю., Каплин О. А., Сим Л. А. К тектонофизическим условиям формирования Райизского хромитоносного массива // Вопросы оруденения в ультрамафитах. М.: Наука, 1985. С. 43-52.
23. Сим Л. А., Юрченко О. С., Сироткина О. Н. Тектонические напряжения северных частей Урала // Геофизический Журнал. Киев: Ин-т геофизики. 2005. Т. 27, № 1. С. 110-120.
24. Пучков В. Н. Батиальные комплексы пассивных окраин геосинклинальных областей. М.: Наука, 1979. 258 с.
25. Савельев А. А., Самыгин С. Г. Офиолитовые аллохоны Приполярного и Полярного Урала // Тектоническое развитие земной коры и разломы. М.: Наука, 1979. С. 9-30.
26. Савельева Г. Н. Габбро-ультрабазитовые комплексы офиолитов Урала и их аналоги в современной океанической коре // Тр. ГИН АН СССР. М.: Наука, 1987. Вып. 404. 246 с.
27. Дергунов А. Б., Казак А. П., Молдаванцев Ю. Е. Серпентинитовый меланж и структурное положение гипербазитов массива Рай-Из (Полярный Урал) // Геотектоника. 1975. № 1. С. 28-34.
28. Казак А. П., Добрецов Н. Л., Молдаванцев Ю. Е. Глаукофановые сланцы, жадеититы, везуви-аниты и нефриты гипербазитового массива Рай-Из // Геология и геофизика. 1976. № 2. С. 60-66.
29. Добрецов Н.Л., Молдаванцев Ю. Е., Казак А. П. и др. Петрология и метаморфизм древних офиолитов (на примере Полярного Урала и Западного Саяна) // Тр. Ин-та геологии и геофизики СО АН СССР. Новосибирск, 1977. Вып. 368. 221 с.
30. Groshong R. H. 3-D structural geology: a practical guide to quantitative surface and subsurface map interpretation. 2nd ed. University of Alabama, 2006. 410 p.
31. Marshak S., Mitra G. Basic methods of structural geology. NJ.: Prentice Hall, 1988. 446 p.
Статья поступила в редакцию 23 марта 2012 г.
