CC BY
8
УДК 551.24 DOI: 10.19110/2221-1381-2017-10--9-19
структурная эволюция докембрмискмк пород северной части приполярного урала
И. Л. Потапов1, К. С. Попвасев2
1 Институт геологии Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар 2 Сыктывкарский государственный университет им. Питирима Сорокина, Сыктывкар
ilpotapov@geo.komisc.ru
В ходе исследований нижне- и верхнепротерозойских образований Приполярного Урала возникла необходимость в более четкой геологической интерпретации и уточнении их возраста. Данная работа призвана предложить, хотя бы частично, дополнительные критерии для расчленения упомянутых докембрийских отложений. В настоящей статье мы приводим данные исследований, полученные по результатам полевых работ на Приполярном Урале. С помощью методов анализа макростуктур, а также микроструктурного анализа, который заключался в определении ориентировок оптических осей кварца в шлифах, показано, что для отложений няртинского комплекса, маньхобеинской и щокурьинской свит объединяющим критерием может служить то, что в них представлены реликтовые изоклинальные складки, отсутствующие в отложениях пуйвинской свиты и вышележащих образованиях. Для упомянутых выше комплексов и двух свит в определенной степени совпадают узоры стереографических диаграмм распределений оптических осей кварца и четко отличаются от диаграмм для пуйвинской свиты. Все это позволяет отнести няртинский комплекс, маньхобеинскую и щокурьинскую свиты к отдельному от пуйвинской свиты структурному уровню.
Ключевые слова: Приполярный Урал, докембрий, структурная геология, складки, микроструктурный анализ, оптические оси кварца.
STRUCTURAL EVOLUTION OF THE PRECAMBRIAN ROCKS OF THE NORTHERN PART OF THE SUBPOLAR URALS
I. L. Potapov1, K. S. Popvasev2
institute of Geology of Komi Scientific Center of Ural Division of RAS, Syktyvkar, Russia 2Syktyvkar State University, Syktyvkar, Russia ilpotapov@geo.komisc.ru
In the course of studies of the Lower and Upper Proterozoic formations of the Subpolar Urals, there was a need for a clearer geological interpretation and clarification of their age. This work is intended to offer, at least in part, additional criteria for the dismemberment of the above Precambrian formations. In this article, we present the results of studies, including those obtained from field work in the Subpolar Urals. Using the methods of macrostructure analysis, as well as microstructural analysis, which consisted in determining the orientations of the optical axes of quartz in thin sections, it was shown that for the deposits of the Nyartin complex, the Manhobeu and Shokurya suites, the unifying criterion was the presence of can be that they contain relict isoclinal folds absent in sediments of the Puiva suite and overlying formations. For the complexes and two suites mentioned above, the patterns of the stereographic diagrams of the distributions of optical quartz axes to a certain extent coincide, and the patterns from the diagrams for the Puiva suite are clearly distinguished. All this allows to classify the Nyartin complex, the Manhobeu and Shokurya formations to a structural level separate from the Puiva suite.
Keywords: Subpolar Urals, Precambrian, structural geology, folds, microstructure analysis, optical axes of quartz.
Введение
Район Приполярного Урала в бассейне р. Кожим имеет достаточно долгую историю геологических исследований. Однако многие вопросы геологии здесь остаются до сих пор не решенными или дискуссионными. Особенно это касается геологии докембрия Приполярного Урала, в разрезе которого выделяются нижне - и верхнепротерозойские образования. К ним относятся, в частности, рассматриваемые в данной работе няртинский комплекс, маньхобеинская, щокурьинская и пуйвинская свиты. Разные исследователи предлагают различные схемы стратиграфического расчленения этих пород [1]. К тому же в настоящее время нет полной определенности в возрасте няртинского комплекса, по-разному интерпретируется маньхобеинская свита, существуют отличающиеся представления о возрасте пород щокурьинской свиты, а также ведутся споры о возрасте пуйвинской свиты. Изучение структурных особенностей древнейших пород Приполярного Урала и установление особенностей их структурной эволюции позволит предложить дополнительные критерии для расчленения этих образований.
Методы исследования
В работе используются данные, полученные авторами в экспедициях по верховьям р. Кожим и ее мно-
гочисленным притокам, а также по водоразделам. Для более подробного изучения структурных особенностей пород няртинского комплекса и его доверхне-рифейского обрамления использовались методы геометрического анализа плоскостных и линейных элементов пород. Ряд структур получил обозначения: складки — «Б,» шарниры — «Ь», сланцеватость — «Б». Каждой генерации структур присваивался соответствующий индекс (п+1, п+2 и т. д.) — от более древних к более молодым. За самую древнюю принималась генерация (индекс п), предположительно соответствующая возрасту формирования первичной слоистости, например параллельная контактам гнейсов и амфиболитов няртинского комплекса. Для сланцеватости брался индекс, соответствующий одновозраст-ным складкам.
Дополнительно нами был проведен микроструктурный анализ, который заключался в определении ориентировок оптических осей кварца в шлифах с применением универсального четырехосного столика Федорова на поляризационном микроскопе [2, 9]. Часть ориентированных образцов отбиралась согласно контактам пород на крыльях характерных типов складок для различных разновозрастных толщ, другая часть — по ориентировке сланцеватости и полосчатости в метаморфических породах. Из этих образцов вырезалось по два шлифа, ориентированных перпен-
дикулярно к плоскости (контакта, полосчатости или сланцеватости), соответственно параллельно и перпендикулярно простиранию. Результаты замеров макро- и микроструктур выносились на стереографические диаграммы (нижняя полусфера, равноугольная сетка) и анализировались с использованием компьютерной программы Вегеопе! [10].
Геологическое строение
Согласно ранее проведенным исследованиям [4], няртинский комплекс слагает одноименный тектонический блок в ядре Хобеизской антиклинали, расположенной на Приполярном Урале в северной части Ляпинского антиклинория в пределах Кожимского поперечного поднятия (рис. 1). В его разрезе наибольшим распространением пользуются гранатовые и гра-натсодержащие слюдистые гнейсы и кристаллические сланцы, а также продукты их гранитизации (мигматиты). В подчиненном количестве присутствуют амфиболиты, амфиболсодержащие кристаллические сланцы, кварциты, карбонатсодержащие кварциты, мраморы. Низкотемпературные диафториты имеют вид хлорит-мусковит-альбит-кварцевых, эпидот-альбит-хлорит-актинолитовых, кальцит-эпидот-хлоритовых сланцев.
По имеющимся представлениям о тектонике района породы няртинского комплекса, возникшие по образованиям фундамента и метаморфизованные преимущественно в условиях амфиболитовой фации регионального метаморфизма, относятся к породам нижнепротерозойского (нижнего) структурного этажа.
В строении среднего верхнепротерозойского структурного этажа участвуют рифейские и вендские отложения, которые метаморфизованы в условиях эпидот-амфиболитовой и зеленосланцевой фаций. Рассматриваемое нами обрамление няртинского комплекса относят к нижнему ярусу упомянутого структурного этажа. Оно слагает западные и восточные крылья Хобеизской антиклинали и включает в том числе рассматриваемые в данной работе маньхобеин-скую, щокурьинскую и пуйвинскую свиты (рис. 1).
Маньхобеинская свита представлена мусковит-альбит-кварцевыми и мусковит-кварцевыми кристаллическими сланцами с прослоями слюдисто-поле-вошпатовых кварцитов и эпидот-альбит-хлорит-акти-нолитовых сланцев. В ряде разрезов маньхобеинской свиты среди низкотемпературных метаморфических пород были выявлены реликты высокотемпературных метаморфитов (гранатовых амфиболитов и гранат-слюдяных кристаллических сланцев). Таким образом, можно сказать, что, скорее всего, маньхобе-инская свита выделена на месте участков развития низкотемпературных диафторитов по породам няртинского комплекса [6].
В составе щокурьинской свиты преобладают карбонатсодержащие породы: слюдяные мраморы и известковые слюдяные кристаллические сланцы. Подчинённое значение имеют обычные для нижележащих толщ слюдистые и амфиболсодержащие сланцы и полевошпатовые кварциты. С юга на север в разрезе свиты возрастает роль кварцитовых прослоев и уменьшается насыщенность толщи породами карбонатного состава. Севернее широтного течения р. Народы отложения свиты резко выклиниваются.
На крайнем северном участке развития пород щоку-рьинской свиты, в бассейне р. Хасаварки, мощность свиты вновь резко увеличивается, а в её составе доминирующее значение снова приобретают карбонатные породы. В породах щокурьинской свиты, так же как и маньхобеинской, отмечаются реликты высокотемпературных метаморфических парагенезисов [4].
Пуйвинская свита залегает с размывом на отложениях щокурьинской свиты. В разрезе, вскрытом на р. Кожим, севернее руч. Игшор, пуйвинская свита залегает на породах няртинского комплекса [6]. Отложения пуйвинской свиты сложены серыми и зеленовато-серыми слюдисто-альбит-кварцевыми сланцами с прослоями амфиболовых и известкови-стых сланцев и кварцитов. В подчиненном количестве встречаются риолитовые и дацитовые метапорфиры и их туфы [7, 5].
Макроструктурные исследования
Породы няртинского комплекса и обрамляющих его свит имеют складчатое строение с обширным развитием разрывной тектоники [4]. Изучение структурных элементов разных видов, анализ морфологии складчатых форм и последовательности их формирования во времени позволяют говорить о длительной и многоэтапной истории развития деформаций.
В рассматриваемых породах слоистость диагностируется редко, поскольку на нее накладываются метаморфическая полосчатость и сланцеватость. Более или менее уверенно ее можно выделять в толщах переслаивания пород различного литологического состава, а также в кварцитах. Полосчатость проявлена в большей степени и выражается в неравномерном распределении породообразующих минералов. Сланцеватость проявлена практически повсеместно, особенно в существенно слюдистых кристаллических сланцах, и выражается в субпараллельном расположении чешуйчатых минералов. Как сланцеватость, так и полосчатость в процессе структурной эволюции комплекса формировались неоднократно, что наблюдается в обнажениях, где видно наложение двух или более их генераций. Для уточнения возрастных взаимоотношений и поисков более крупных структур данные замеров сланцеватости, полосчатости, контактов различающихся по составу пород, в какой-то мере представляющих реликтовую слоистость или композитную сланцеватость, а также ориентировки погружений шарниров были вынесены на стереографические диаграммы (рис. 1, 1-1У).
Преобладающие ориентировки падения кристаллизационной сланцеватости и полосчатости в западной части няртинского комплекса северо-западные, в северо-восточной части — юго-восточные. Ближе к контакту комплекса с вышележащими свитами его породы преобразованы в низкотемпературные сланцы (бластомилониты), сланцеватость в которых ориентирована параллельно плоскостям смести-телей разломов, ограничивающих комплекс [4]. Реже встречаются северо-западные простирания с пологим падением на северо-восток. Шарниры в основном погружаются на северо-запад и на запад под пологими (от 0 до 30°) углами, реже на северо-восток и юго-запад (рис. 1).
Рис. 1. Геолого-структурная схема докембрийских отложений северной части Приполярного Урала (по [5] с дополнениями) и стереографические диаграммы (I—IV) основных структурных элементов. На карте в правом верхнем углу показано местоположение Верхнекожимского района
Условные обозначения к карте: 1 — няртинский метаморфический комплекс (PRj); 2 — маньхобеинская свита (RFj?); 3 — щокурьин-ская свита (RFj?); 4 — пуйвинская свита (RF2); 5 — нерасчленные отложения верхнего рифея (RF3); 6 — нерасчлененные отложения нижнего палеозоя (6-O); 7 — граниты; 8 — разломы; 9 — границы стратиграфических и интрузивных подразделений; 10 — границы
стратиграфических несогласий; 11 — сланцеватость, полосчатость; 12 — шарниры. На вкладках I—IV — стереографические диаграммы основных структурных элементов (подробные пояснения в тексте): I — для пород няртинского комплекса (nr), замеры проведены в верховьях и истоках р. Кожим, в нижнем течении и устье р. Николай-Шор; II — для пород маньхобеинской свиты (mh) : a — в устье и нижнем течении руч. Сергей-Шор, район рудника на г. Хасаварка-Из; b — в нижнем и среднем течении руч. Хасаварка и его правых безымянных притоков; III — для пород щокурьинской свиты (^k): a — в среднем течении р. Николай-Шор; b, c — в районе истоков руч. Хасаварка и руч. Понъю; IV — для пород пуйвинской свиты (pv) по берегам р. Кожим в верхнем течении, дуга в виде сплошной линии показывает след усредненной плоскости сланцеватости Sn+4.
Fig. 1. Geological and structural scheme of Precambrian formations of the northern part of the Subpolar Urals (according to [5] with additions) and stereographic diagrams (tabs I-IV) of the main structural elements. The map in the upper right corner shows the location
of the Upper Kozhim area
Legend to the map: 1 — Nyartin metamorphic complex (PR1); 2 — Manhobeu suite (RF1?); 3 — Shokurya suite (RF1?); 4 — Puiva suite (RF2); 5 — Upper Riphean undivided sediments (RF3); 6 — Lower Paleozoic undivided sediments (6-O); 7 — granites; 8 — faults, 9 — borders of
stratigraphic and intrusive subdivisions; 10 — borders of stratigraphic unconformities; 11 — schistosity, banding, 12 — apices. On the tabs I—IV stereographic diagrams of the main structural elements (detailed explanations in the text): I — of the rocks of the Nyartin complex (nr), measurements were taken in the upper reaches and sources of the Kozhim river in the lower reaches and mouth of the Nikolay-Shor creek; II — for the rocks of the Manhobeu suite (mh) for the areas: a — the mouth and the lower reaches of the Sergey-Shor creek, the area of the mine in the of Hasavarka-Iz mountine; b — in the lower and middle reaches of the Khasavarka creek and its right nameless inflow; III — Stereographic diagrams of structural elements obtained for rocks of the Shokurya suite (^k): a — in the middle reaches of the Nicholas-Shor creek,; b, c — near the source of the Khaswavarka creek and Pon-Yu creek; IV — Stereographic diagrams of the main structural elements obtained for the rocks of the Puiva suite (pv) along the banks in the upper course of the Kozhim river, the arc in the form of a solid line shows the trace of
the averaged plane of schistosity of Sn + 4.
Преобладающие ориентировки сланцеватости маньхобеинской свиты также имеют северо-восточное простирание с падением под пологими углами на северо-запад, реже восточное и юго-восточное простирание. Шарниры погружаются главным образом на северо-запад под углами 10—40°, в верхней части маньхобеинской свиты часто также встречаются шарниры, погружающиеся на север и северо-восток под пологими углами.
Преобладающие ориентировки сланцеватости щокурьинской свиты имеют юго-восточное простирание с углами падения от 5 до 60° на северо-запад и запад в восточном крыле Хобеизской антиклинали, а в западном крыле наблюдается северо-восточное простирание с углами падения от 15 до 45° на восток и юго-восток. В восточном крыле антиклинали встречается также поздняя пологая сланцеватость, которая сечет раннюю, при этом параллельна осевым поверхностям открытых лежачих складок. Шарниры складок погружаются главным образом на восток и юго-восток в восточной части под углами от 10 до 40°. В западной части шарниры складок погружаются на запад и северо-запад под пологими углами, что совпадает с наблюдаемым погружением линейных элементов в породах няртинского комплекса и маньхобеинской свиты (рис. 1).
В исследованных обнажениях пуйвинской свиты особенно сильно проявление сланцеватости-кливажа осевых плоскостей складок, и на разрезах это проявляется как монотонное залегание толщ. Фрагменты первичных структур и текстур здесь относительно хорошо фиксируются благодаря сплошной обнаженности и наличию среди сланцев прослоев метапорфиров. Здесь так же, как и для щокурьин-ской свиты, можно выделить два типа сланцеватости. Ранняя сланцеватость крутопадающая, северо-западного и юго-восточного простирания, представляет собой сланцеватость-кливаж осевой поверхности закрытых асимметричных складок с пологими шарнирами, погружающимися на северо-запад под пологими углами 10—20°. Поздняя сланцеватость пологая, погружающаяся на север и северо-восток, сечет раннюю, часто с образованием мелких кренуляцион-ных складок.
Поверхности метаморфической полосчатости рассматриваемых докембрийских образований, а также сланцеватости, прожилки гранитного состава (в мигматизированных породах) деформированы и образуют складки. В редких случаях наблюдаются смятые в складки контакты таких пород, как гнейсы (или слюдистые кристаллические сланцы) с амфиболитами, кварциты с кристаллическими сланцами, мраморы со сланцами.
В центральной части няртинского комплекса широко развиты лежачие подобные, сильно сжатые, чаще изоклинальные складки Бп+1 с субгоризонтальной ориентировкой осевых плоскостей. Образованы они по кристаллизационной сланцеватости и полосчатости в кристаллических сланцах, гранитогнейсах и амфиболитах, а также по контактам кристаллических сланцев с амфиболитами в породах няртинского комплекса (рис. 2, а; 3, а). Крылья складок имеют северо-западное простирание, падают на юго-запад под небольшими углами в центральной части
комплекса. При движении от центра к периферийным частям комплекса углы падения метаморфической полосчатости и кристаллизационной сланцеватости постепенно увеличиваются до 30—40° и более. При этом сланцеватость в северной периклинальной части падает на север, в западной части комплекса — на запад и в восточной — на восток. Шарниры складок погружаются на запад и северо-запад под пологими углами. Полюса элементов плоскостных неод-нородностей (крылья складок, контакты, полосчатость, кристаллизационная сланцеватость, кливаж) отображены на диаграмме (рис. 1, I) как кружки (количество замеров п8=78), шарниры Ьп+1 представлены в виде закрашенных треугольников, шарниры Ьп+2, представлены в виде неокрашенных треугольников (общее количество замеров шарниров пь=71). Здесь можно увидеть, что полюса крыльев мелких складок Бп+1 ложатся на дугу малого круга с осью, погружающейся под углом около 60° на северо-запад. Шарниры Ьп+1 складок Бп+1 (закрашенные треугольники на рис. 1, I) собираются в фигуру сферического треугольника. Такое распределение, скорее всего, связано с тем, что ближе к границам комплекса при попадании в область периклинали в части пород образуются конические складки.
Упомянутые реликтовые структуры в маньхобеинской и щокурьинской свитах встречаются реже, чем в нижележащих породах няртинского комплекса, а в верхних частях манхобеинской свиты, особенно в кристаллических сланцах, практически не обнаруживаются, однако имеют место в кварцитах. В разрезах пуйвинской свиты генерации складок, аналогичной рассмотренной выше, не наблюдается. В маньхобеин-ской свите складки Бп+1 образованы в основном слоями гранатовых амфиболитов в гранат-слюдистых кристаллических сланцах, реже по полосчатости и кристаллизационной сланцеватости в слюдистых сланцах и в кварцитах (рис. 2, с; 3, Ь). На стереографической диаграмме для нижних частей маньхобеинской свиты (рис. 1, II, а) полюса элементов плоскостных неод-нородностей представлены как изолинии плотности с шагом 1—2—4—6 % (количество замеров п8 = 106), ориентировки шарниров отображены в виде закрашенных областей плотностей с шагом 1—2—4—6 % (количество замеров пь= 62). На диаграмме для верхних частей маньхобеинской свиты (рис. 1, II, Ь) полюса элементов плоскостных неоднородностей представлены как изолинии плотности с шагом 1—2—4— 6 % (количество замеров п8=135), ориентировки шарниров отображены в виде закрашенных областей с плотностью серого цвета, меняющаяся с шагом 1—2— 4—6—8 % (количество замеров пь = 97). Для обеих частей свиты можно увидеть, что полюса крыльев мелких складок Бп+1 распределены по дугам малых кругов, что может говорить о переориентировке элементов складок при поздних деформациях. В щокурьинской свите наибольшее количество реликтов таких складок обнаруживаются также в кварцитах и в глыбовых развалах мраморов (рис. 2, ё), в сланцах их практически нельзя выделить. На стереографических диаграммах для восточного крыла щокурьинской свиты полюса плоскостных неоднородностей (рис. 1, III, Ь) отображены в виде изолиний плотности с шагом 1—2— 4—6 % (количество замеров п8 = 213), ориентировки
n+1
0,5 м
0,5m
Рис. 2. Реликтовые складки (зарисовки):
a) няртинского комплекса (левый берег руч. Николай-Шор в 170 м выше устья). В плане изображен фрагмент лежачей подобной ныряющей изоклинальной складки Fn+i, крылья сложены кристаллическими сланцами, ядро сложено амфиболитом с полевошпатовыми прожилками, которые смяты в сжатые подобные складки течения. Крылья и осевые поверхности смяты в пологие подобные складки Fn+3 с крутопадающими осевыми поверхностями и полого погружающимися на север шарнирами; b) няртинского комплекса (левый берег р. Кожим в 190 м ниже впадения ручья Николай-Шор). В разрезе изображен фрагмент изоклинальной складки Fn+1, крылья сложены кристаллическими сланцами, ядро сложено амфиболитом. Крылья и осевая поверхность смяты в асимметричные подобные закрытые складки Fn+2 с крутопадающими осевыми поверхностями, шарниры bn+2 погружаются под малыми углами на северо-запад; с) маньхобеинской свиты (правый берег руч. Сергей-Шор, в 65 м от устья). В разрезе изображены подобные изоклинальные складки Fn+i, сложенные кристаллическими сланцами. Крылья и осевые поверхности смяты в подобные открытые складки Fn+3 с крутопадающими осевыми поверхностями и полого погружающимися на север шарнирами, замки складок иногда заполнены кварцевыми жилами; d) щокурьинской свиты (водораздел, обнажение мраморов в истоках ручьев Хасаварка и Понъю). В плане изображен фрагмент подобной изоклинальной складки Fn+i, сложенной слоями мраморов. Крылья и осевые поверхности смяты в асимметричные складки Fn+2 с крутопадающими осевыми поверхностями и полого погружающимися на юго-восток шарнирами; e) пуйвинской свиты (р. Кожим, левый берег, в 1,5 км ниже впадения руч. Хасаварка (по [6])). В разрезе изображен слой мета-порфиров в сланцах, смятый в подобные асимметричные закрытые складки Fn+2, шарниры погружаются на северо-запад под пологими углами; f) пуйвинской свиты (р. Кожим, левый берег, в 1,5 км ниже впадения руч. Хасаварка). В разрезе фрагмент крутопадающего крыла складки, где ранняя сланцеватость Sn+2 в метапорфирах пересекается поздней пологопадающей сланцеватостью Sn+4,
образуя небольшие лежачие концентрические складки
Fig. 2. Sketches of folds:
a) nyartin complex, left bank of the Nikolay-Shor creek is 170 meters above the mouth. The plan depicts a fragment of a lying duck-like isoclinal fold Fn+1, the wings are composed of crystalline schists, the core is composed of amphibolite with feldspar veins, which are crushed into compressed currents of such a fold. Wings and axial surfaces are deformed into flat folds of Fn+3 with steeply falling axial surfaces and hinges are gently plunging northward; b) nyartin complex, left bank of the Kozhim river is 190 m below the confluence of the Nicholay-Shor creek. In the section there is a fragment of the isoclinal fold Fn+b the wings are composed of crystalline schists, the core is composed of amphibolite. Wings with an axial surface are deformed into asymmetric closed folds Fn+2 with steeply falling axial surfaces, the hinges bn+2 are plunging at small angles northwestward; с) manhobeu suite, right bank of the Sergey-Shor creek, 65 m from the mouth. The section shows similar isoclinal folds Fn+1 composed of crystalline schists. The wings and axial surfaces are deformed into such open folds Fn+3 with steeply dipping axial surfaces and hinges are gently plunging northward, the fold locks sometimes filled with quartz veins; d) shokurya suite, watershed, exposure of marbles in the sources of Khasavarka and Pon-Yu creeks. The plan depicts a fragment of a similar isoclinal fold Fn+b folded by layers of marbles. The wings and axial surfaces are crumpled into similar asymmetric folds Fn+2, with steeply dipping axial surfaces and apices are gently plunging southeastward; e) puiva suite, left bank of Kozhim river 1.5 km below the confluence of the Hasavarka creek (according to [6]). The section shows a layer of metaporphyrs in shales, deformed into similar asymmetric closed folds Fn+2, the apices are plunging NW under gently sloping corners; f) puiva suite, left bank of Kozhim river 1.5 km below the confluence of the Hasavarka creek. The section depicts the fragment of the steeply dipping wing of the fold, where the early schistosity of Sn+2 in metaporphyre intersects with the late hollow incidence of Sn+4, forming small recumbent concentric folds
b
шарниров (рис. 1, III, c) представлены как закрашенные области изменяющейся плотности с шагом 1—2— 4—6—8 % (количество замеров nL = 132). Здесь можно увидеть, что полюса крыльев мелких складок Fn+i так же, как и для маньхобеинской свиты, распределяются по дуге малого круга.
Следующая генерация складок Fn+2 в няртинском комплексе представляет собой цилиндрические асимметричные складки разной степени сжатости, главным образом закрытые, с круто ориентированными осевыми поверхностями и полого погружающимися шарнирами (рис. 2, b). Данная генерация связана с распространенной крутопадающей сланцеватостью Sn+2 северо-западного простирания, представляющей собой кливаж осевой поверхности. Шарниры погружаются под углами от 5 до 45° на северо-запад и юго-восток. На стереографической диаграмме для няртин-ского комплекса (рис. 1, I) полюса крыльев мелких складок Fn+2 ложатся на дугу большого круга, а их полого погружающиеся шарниры bn+2 концентрируются в области вокруг общего максимума.
В породах маньхобеинской свиты данная генерация складок образована в основном по прослоям кварцитов в кристаллических сланцах (рис. 3, c). В нижних частях свиты складки Fn+2 более сжаты, что можно увидеть на диаграммах (рис. 1, II, а), где область распределения полюсов крыльев складок имеет небольшую протяженность. На диаграмме для верхних частей свиты (рис. 1, II, b) полюса крыльев складок ложатся на дугу большого круга с большей протяженностью. В обоих случаях шарниры bn+2 полого погружаются на северо-запад и собраны в достаточно компактной области (рис. 1, II, а, b).
Асимметричные складки Fn+2 имеют повсеместное распространение в щокуринской свите. Данные складки развиты по контактам кварцитов и сланцев, по сланцеватости и полосчатости в кварцитах и мраморах (рис. 2, d). Шарниры складок Fn+2 погружаются на северо-запад в районе руч. Николай-Шор в среднем течении (западное крыло антиклинали), и на восток под пологими углами в районе истока руч. Хасаварка (восточное крыло). На стереографической диаграмме для западного крыла щокурьинской свиты (рис. 1, III, а) полюса элементов плоскостных не-однородностей отображены в изолиниях плотности с шагом 1—2—4—6—8 % (количество замеров % = 33), шарниры представлены в виде неокрашенных треугольников (количество замеров nL = 9). На данной диаграмме можно увидеть, что полюса крыльев мелких складок Fn+2 ложатся, как и в маньхобеинской свите, на дуги большого круга, а их шарниры bn+2 распределяются достаточно компактно около области генерализованного шарнира крупной складки, погружающегося на северо-запад под углом около 35°. Полюса крыльев мелких асимметричных складок Fn+2 для восточного крыла также концентрируются в области дуги большого круга (рис. 1, III, b). Шарниры bn+2 асимметричных складок Fn+2 для восточного крыла (рис. 1, III, c) погружаются на восток под пологими и средними углами и образуют на диаграммах вытянутый пояс. Здесь наибольшая часть шарниров для щокурьинской свиты распределяется в достаточно компактной области, меньшая часть — симметрично относительно данного шарнира и осевой плоскости, и
это, скорее всего, говорит о том, что данные шарниры ранние и изменили свою ориентировку при образовании складок Рп+2.
Для отложений пуйвинской свиты имеет место аналогичная система закрытых асимметричных складок Бп+2 (рис. 2, е; 3, d) с шарнирами, полого погружающимися на северо-запад. Параллельно осевой поверхности складок проявляется кливаж в виде полосчатости, подчеркивающийся тонкими кварцевыми и гранат-кварцевыми прожилками. На стереографической диаграмме для пуйвинской свиты (рис. 1, IV) полюса элементов плоскостных неоднородностей представлены в виде изолиний плотностей с шагом 1—2— 4—6 % (количество замеров п8 = 55), ориентировки шарниров отображены в виде закрашенных областей с изменяющейся плотностью с шагом 1—2—4—6—8 % (количество замеров пь = 106). Здесь видно, что полюса крыльев складок ложатся на дугу большого круга, а шарниры Ьп+2 концентрируются в компактной области.
В отложениях няртинского комплекса и мань-хобеинской свиты выделяются подобные открытые складки Бп+з, деформирующие крылья ранних складок Бп+1 (рис. 2, а, 2, с). Шарниры складок Ьп+з полого погружаются на север (рис. 1, II). Осевые плоскости субвертикальны, простираются на север, падают на восток и запад. Замки складок, как ранних, так и поздних, часто заполняются кварцевым материалом с образованием седловидных жил.
В северо-восточной части щокурьинской свиты и в отложениях пуйвинской свиты в разрезах вдоль р. Кожим по крутопадающим крыльям и осевым плоскостям складок Бп+2 часто можно наблюдать концентрические лежачие, чаще открытые, реже закрытые симметричные складки Гп+4 (рис. 2, Г; 3, е, Г). Сланцеватость Вп+4 (рис. 1, IV), параллельная осевым плоскостям упомянутых складок, падает главным образом на северо-запад под пологими углами. Шарниры погружаются на север под углами от 5 до 15°. По нашим наблюдениям установлено, что генерации складок Бп+з и Гп+4, а также сланцеватость Вп+4 часто встречаются и в вышележащих отложениях верхнего протерозоя и нижнего палеозоя Приполярного Урала.
Таким образом, в рассматриваемых докембрий-ских породах прослеживается следующая последовательность генераций складок, изображенная на рисунке 4. Первая генерация представлена изоклинальными складками Бп+1 в парагенезисе с сланцеватостью Вп+1, особенно развитой в сланцах в центральных частях няртинского комплекса. Далее появляется следующая генерация главным образом асимметричных складок Бп+2 (рис. 4), проявленная во всех до-кембрийских отложениях района, в парагенезисе со сланцеватостью-кливажом Вп+2. Генерация лежачих концентрических складок Гп+4 с развитой по осевым плоскостям сланцеватостью Вп+4 (рис. 4) имеет место главным образом в породах, в зонах, приуроченных к структурам высокого порядка (надвигов и взбросов), связанных с Главным Уральским надвигом. Генерация открытых подобных складок Гп+з с субвертикальными осевыми поверхностями, наоборот, проявляется в основном в удалении от таких зон.
Рис. 3. Реликтовые складки (фото):
a) няртинского комплекса (левый берег р. Кожим в 45 м ниже впадения ручья Николай-Шор). Фрагмент подобной лежачей изоклинальной складки Рп+1, крылья сложены гнейсом, ядро сложено амфиболитом. Шарнир погружается по азимуту 290° под углом 15°;
b) маньхобеинской свиты (левый берег р. Кожим в 100 м ниже устья ручья Сергей-Шор). Изоклинальная складка Бп+1 в диафтори-рованных амфиболитах. Крылья сложены слюдистыми сланцами. Крылья и осевая плоскость смяты в асимметричные складки Рп+2. (Фото А. М. Пыстина, [6])); с) маньхобеинской свиты (левый берег первого левого безымянного притока руч. Хасаварка, в 1050 м от устья). Фрагмент закрытой асимметричная запрокинутой складки Рп+2, сложенной кварцитовым слоем в сланцах, можно различить фрагменты реликтовых изоклинальных складок Рп+1; ^ пуйвинской свиты (в 2,7 км от устья четвертого левого безымянного притока руч. Кузьпуаю, левый берег). Система мелких асимметричных запрокинутых складок Бп+2 в кристаллических сланцах; е) щокурьинской свиты (правый берег второго левого безымянного притока ручья Хасаварка, в 100 м от устья). В карбонатсодер-жащих кристаллических сланцах крутопадающее крыло асимметричной складки Бп+2 деформировано в лежачие концентриче-
ские складки Fn+4, параллельно осевым плоскостям которых развита пологопадающая сланцеватость Sn+4; i) пуйвинской свиты (р. Кожим, левый берег, в 1,5 км ниже впадения руч. Хасаварка). В метапорфире ранняя сланцеватость Sn+2 пересекается поздней
сланцеватостью Sn+4, при этом образуются микроскладки
Fig. 3. Photos of folds:
a) nyartin complex, left bank of the Kozhim river is 45 m below the confluence of the Nicholay-Shor creek. A fragment of the lying isocline fold Fn+1, the wings are composed of gneiss, the core is composed of amphibolite. The hinge is plunged in azimuth 290° at an angle of 15°; b) man-hobeu suite, left bank of the Kozhim river is 100 m below the mouth of the Sergey-Shor creek. Isoclinal fold Fn+1 in diaphthorised amphibolites. The wings are composed of mica schists. The wings and the axial plane are crumpled into asymmetric folds Fn+2. (Photo by AM Pystin, [6]); c) manhobeu suite, the left bank of the first left nameless tributary of the Khasavarka creek, in 1050 m from the mouth. The fragment closed asymmetric folds Fn+2, folded from the quartzite layer in the shales, it is possible to distinguish fragments of relict isoclinal folds Fn+1; d) puiva suite, 2.7 km from the mouth of the fourth left nameless tributary of the Kuzpuayu creek, the left bank. A system of small asymmetric folds of Fn+2 in crystalline schists; e) shokurya suite, right bank of the second left anonymous tributary of the Khasavarka creek, 100 m from the mouth. In the carbonate containing crystalline schists, the steeply dipping wing of the asymmetric fold Fn+2 is deformed into recumbent concentric folds Fn+2, parallel to the axial planes of which the declining schistosity of Sn+4 is developed; f) puiva suite, left bank jf Kozhim river, 1.5 km below the confluence of the Hasavarka creek. In the metaporphyre, the early schistosity of Sn+2 is intersected by the late schistosity of Sn+4, while micro-
folds are formed
Рис. 4. Схематическое отображение эволюции складчатости докембрийских отложений северной части Приполярного
Урала
Fig. 4. Schematic representation of evolution of folding of Pre-cambrian deposits in the northern part of the Subpolar Urals
Микроструктурные исследования
Для уточнения структурных особенностей рассматриваемых в данной работе образований и дальнейшего их сравнения нами дополнительно проведен микроструктурный анализ, основанный на определении ориентировки оптических осей (с-осей) кварца в породах. При этом направления петро-структурных осей выбирались для каждого образца отдельно, с учетом рассмотренных выше макростук-турных особенностей пород, наблюдений и анализа ориентировок плоскостных и линейных структурных элементов.
Для пород няртинского комплекса при определении ориентировки оптических осей кварца взят ориентированный образец из гнейса, отобранный в 250 м выше устья руч. Николай-Шор по правому борту. Ориентирован образец по контакту гнейсов и амфиболитов, который образует изоклинальную складку с шарниром, полого погружающимся на северо-запад под углом около 35°. Плоскостью скольжения выбрана плоскость крыла складки. На стереографической диаграмме (рис. 5, а) оптические оси кварца ложатся в компактную область, совпадающую с петроструктур-ной осью Ь, и образуют два пояса, осью которых служит петроструктурная ось а. Исходя из этого можно определить, что получившийся узор на сферической диаграмме относится к так называемому второму ли-
стеровскому типу [9, 13]. При этом подобный широкий разброс характерен для пород, претерпевших метаморфизм высокой степени.
Касательно пород маньхобеинской свиты для определения ориентировки оптических осей кварца взят ориентированный образец из кварцсодержа-щих сланцев на правом борту выше устья руч. Сергей-Шор из крыла сильно сжатой складки с пологим погружением шарнира осевой плоскости на северо-запад под углом 15°. Плоскостью скольжения выбрана поверхность сланцеватости. Полученный в результате узор, образуемый на диаграмме (рис. 5, Ь), представляет собой первый листеровский тип. Осью поясов также служит петроструктурная ось а, которая в отличие от пород няртинского комплекса имеет в наличии два максимума, отстоящих от петроструктур-ной оси Ь на углы около 30°. При этом наблюдается небольшой разброс, две дуги практически сливаются, ближе к петроструктурной оси с происходит расщепление. Небольшой разброс, скорее всего, говорит о более слабой степени метаморфизма пород по сравнению с няртинским комплексом.
Для микроструктурного анализа щокурьинской свиты нами было взято два образца. Один из образцов отобран из кварцита в западной части антиклинальной структуры в среднем течении руч. Николай-Шор, второй взят в восточной части из кварцитов в истоках руч. Хасаварка. Оба отобраны из пологопогружаю-щихся крыльев асимметричных складок. Плоскостями скольжения для обоих образцов выбраны плоскости, параллельные крыльям складок. На стереографических диаграммах ориентировок оптических осей кварца (рис. 5, с, ё) для обоих образцов выделяются два пояса, осью которых служит петроструктурная ось а (L на рисунке), и два максимума, отстоящих от петроструктурной оси Ь на углы средней величины. Полученные диаграммы также схожи с диаграммой для маньхобеинской свиты, то есть представляют первый листеровский тип. Здесь также можно наблюдать асимметрию рисунка, особенно во втором образце (рис. 5, ё) из восточной части района. Наблюдаемая асимметрия говорит о влиянии сдвиговых компонент (деформация простого сдвига) на кварцсодержащие породы [12, 14].
Для пород пуйвинской свиты был отобран ориентированный образец из рассланцованных кварц-хлорит- мусковитовых метапорфиров на правом берегу р. Кожим в 1,5 км ниже устья руч. Хасаварка.
Рис. 5. Стереографические диаграммы оптических осей кварца: а — няртинского комплекса; Ь — маньхобеинской свиты; с — щокурьинской свиты, западной части; & — щокурьинской свиты, восточной части; е, f — пуйвинской свиты. 8 — плоскость скольжения, Ь — направление скольжения. Изолинии плотности оптических осей кварца даны с шагом 1—2—4—6—8 %
Fig. 5. Stereographic diagrams of optical quartz axes: a — nyartin complex; b — manhobeu suite; c — schokurya suite, western part; d — schokurya suite, eastern part; e, f — puiva suite. S — slip plane, L — slip direction. The isolines of the density of optical quartz axes
are given in increments of 1—2—4—6—8 %
Образец взят из крутоориентированного крыла складки, образованной прослоем метапорфиров. Шарнир складки погружается на северо-восток под пологим углом, осевая плоскость субвертикальна и параллельна сланцеватости (кливажу течения). Также здесь наблюдается поздняя секущая субгоризонтальная сланцеватость. Часть зерен кварца ориентирована по плоскости скольжения, которая совпадает с субвертикальной осевой плоскостью складки. Распределение оптических осей имеет вид двух поясов (рис. 5, е), ложащихся на малокруговые дуги с несколькими максимумами, осью дуг является петроструктурная ось Ь. Это можно объяснить межзерновыми вращательными движениями и дифференциальным скольжением параллельно оси складки при ее формировании [9]. Другая небольшая часть зерен кварца рассмотренного образца связана с плоскостью скольжения, параллельной поздней сланцеватости, имеющей пологое падение на северо-запад и секущей осевые поверхности и крылья выше упомянутой закрытой складки. На сферической диаграмме (рис. 5, 1) оптические оси кварца главным образом ложатся в область, совпадающую с петроструктурной осью с (ориентировка по правилу Тренера). Такое распределение [9] связывается со скольжением по плоскости пинакоида в кварце при низких температурах с малыми скоростями деформации.
Обсуждение
Исходя из вышеизложенного, можно сказать, что в структурно-деформационном плане породы няртинского комплекса и обрамляющих его свит имеют как некоторые сходства, так и различия. Породы маньхобеинской и в меньшей степени щокурьинской
свит включают в себя реликты изоклинальных складок Рп+1, характерных для древних пород няртинского комплекса. Начиная с пуйвинской свиты следов данных складок не наблюдается, что отличает данную свиту от упомянутых выше. Позднедокембрийский этап формирования региона оставил отпечаток во всех породах рассмотренных свит и няртинского комплекса, что отразилось в формировании закрытых, главным образом асимметричных, иногда запрокинутых складок Рп+2. В няртинском комплексе данные складки наблюдаются реже, в основном в породах, претерпевших ретроградный метаморфизм. Чаще такие складки можно наблюдать в породах маньхобе-инской свиты, особенно в кварцитах, а также повсеместно в породах щокурьинской и пуйвинской свит, нередко с развитием сланцеватости-кливажа осевой поверхности. Анализ стереографических диаграмм (рис. 1, I—IV) показывает, что образованные ранними складками крылья и шарниры деформированы и демонстрируют на диаграммах похожие рисунки для маньхобеинской и щокурьинской свит, а также для няртинского комплекса. Узор распределения полюсов крыльев и шарниров мелких складок для пуйвинской свиты такого распределения не дает, что отличает ее от вышеназванных.
Поздний палеозойский (уральский) этап развития для данного района проявляется в деформации крутопадающих крыльев и осевых плоскостей ранних складок Бп+1 и Рп+2, появлении поздней сланцеватости и различных разрывных нарушений (сбросов, сдвигов, надвигов и т. д.). В рассматриваемых отложениях, в зонах развития палеозойских надвигов, наблюдается пологопогружающаяся сланцеватость 8п+4, параллельная осевой плоскости лежачих концентрических складок Рп+4. Вне таких зон развиваются от- 17
крытые подобные складки Бп+з (с субвертикальными осевыми поверхностями), которые деформируют также пологопадающие крылья ранних складок, ранние сланцеватость и полосчатость.
При микроструктурных исследованиях также выявлены в некоторой мере сходства в ориентировке оптических осей кварца для пород няртинско-го комплекса, маньхобеинской и щокурьинской свит [3]. В частности, схожи рисунки сферических диаграмм для них (рис. 5), а отличие заключается в условиях, при которых протекала деформация пород. Можно сказать, что для няртинского комплекса это была деформация пластического течения и протекала она в условиях высокой степени метаморфизма и на больших глубинах. Асимметрия, в большей степени проявляющаяся для пород северо-восточной части щокурьинской свиты, говорит о влиянии сдвиговых составляющих в процессе формирования пород [11]. Диаграммы оптических осей кварца для пуйвин-ской свиты существенно отличаются от рассмотренных выше. Здесь представляется существенная роль вращения и сдвига при складкообразовании ранее сформировавшихся или отложившихся зерен кварца. Поздние деформации для данной свиты, связанные с пологопадающей на северо-запад сланцеватостью, скорее всего, происходили при изначально слабом метаморфизме в условиях сравнительно низких температур.
Заключение
Таким образом, в макро- и микроструктурном планах породы няртинского комплекса, маньхобе-инской и в некоторой степени щокурьинской свиты имеют много общего. В них более или менее представлены реликтовые изоклинальные складки. Узор распределения оптических осей кварца, особенно для маньхобеинской и щокурьинской свит, практически совпадает, различия только в ширине рассеивания. Что касается пуйвинской свиты, то можно сказать, что в структурном плане она находится на отдельном уровне, отличном от няртинского комплекса, маньхо-беинской и щокурьинской свит.
Поэтому можно сделать вывод о том, что для няртинского комплекса, маньхобеинской и щокурьинской свит прослеживается четкая корреляция и их можно более уверенно относить к одному структурному этажу, в подтверждение данных по метаморфизму и раннедокембрийскому возрасту пород [8]. Породы пуйвинской свиты, предположительно средне- и верх-нерифейского возраста [5], не несущие в себе признаки структур, характерных для вышеперечисленных образований, принадлежат, по-видимому, к другому, вышележащему структурному этажу.
Работа выполнена при финансовой поддержке Программы фундаментальных исследований РАН № 1518-5-17.
Литература
1. Колесник П. А, Бушенев А. А. Взаимоотношение нижне- и верхнепротерозойских образований на Приполярном Урале: история исследований и современное состояние проблемы // Геология и минеральные ресурсы Европейского
Северо-Востока России: Материалы XVI Геологического съезда Республики Коми. Т. II. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2014. С. 13-16.
2. Лукин Л. И., Чернышев В. Ф., Кушнарев И. П. Микроструктурный анализ. М.: Наука, 1965. 123 с.
3. Попвасев К. С., Потапов И. Л. Сравнение структурных особенностей пород няртинского комплекса и маньхобеинской свиты с использованием микроструктурного анализа // Структура, вещество, история литосферы Тимано-Североуральского сегмента: Материалы 25-й научной конференции. Сыктывкар, 2016. С. 158—160.
4. Пыстин А. М. Полиметаморфические комплексы западного склона Урала. СПб.: Наука, 1994. 208 с.
5. Пыстин А. М., Пыстина Ю. И. Базальные отложения верхнего докембрия в Тимано-Североуральском регионе // Литосфера. № 3. 2014. С. 41—50.
6. Пыстин А. М, Пыстина Ю. И., Потапов И. Л. и др. Нижний докембрий Приполярного Урала. Сыктывкар: Геопринт, 2010. 44 с.
7. Пыстина Ю. И. Минералогическая стратиграфия метаморфических образований Приполярного Урала. Екатеринбург: УрО РАН, 1997. 124 с.
8. Пыстина Ю. И., Пыстин А. М. Новые данные о па-леопротерозойском возрасте метаморфизма пород няртин-ского комплекса (Приполярный Урал) // Геодинамика, вещество, рудогенез Восточно-Европейской платформы и ее складчатого обрамления: Материалы всерос. науч. конф. с междунар. участием. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2017. С. 181—183.
9. Родыгин А. И. Микроструктурный анализ кварца. Томск: Изд. ТГУ, 1994. 217 с.
10. Cardozo N., Allmendinger R W. Spherical projections with OSXStereonet: Computers & Geosciences, v. 51, 2013. P. 193—205.
11. Law R. D., Casey M, Knipe R J. Kinematic and tectonic significance of microstructures and crystallographic fabrics within quartz mylonites from the Assynt and Eriboll regions of the Moine thrust zone, NW Scotland // Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences. 1986. 77, P. 99—125.
12. Law R. D. Crystallographic fabrics: a selective review of their applications to research in structural geology. In: Knipe R. J., Rutter E. H. (eds) Deformation mechanisms, rheology and tectonics. Geol Soc Spec Publ. 1990. № 54, P 335—352.
13. Lister G. S., Hobbs B. E. The simulation of fabric development during plastic deformation and its application to quartz-ite: influence of deformation history // Jour. Struct. Geol. 1980. Vol. 2. N. 3. P. 335—370.
14. Passchier C. W, Trouw R A. J. Microtectonics. Springer Science & Business Media, 2005. 366 p.
References
1. Kolesnik P. A., Bushenev A. A. Vzaimootnosheniye nizhne- i verkhneproterozoyskikh obrazovaniy na Pripolyarnom Urale: istoriya issledovaniy i sovremennoye sostoyaniye problemy. (The relationship between the Lower and Upper Proterozoic formations in the Subpolar Urals: the history of research and the current state of the problem). Geology and mineral resources of the European North-East of Russia: proceedings of the 16th Geological Congress of Komi Republic. V. II. Syktyvkar: Institute of geology Komi SC UB RAS, 2014, pp. 13—16.
2. Lukin L. I., Chernyshev V. F., Kushnarev I. P. Mikrostrukturnyy analiz (Microstructural analysis). Moscow: Nauka, 1965, 123 p.
3. Popvasev K. S., Potapov I. L. Sravneniye strukturnykh osobennostey nyartinskogo kompleksa i man 'khobeinskoy svi-ty s ispol'zovaniyem mikrostrukturnogo analiza (Comparison of the structural features of the rocks of the Nyartin complex and the Manhobeya suite with the use of microstructural analysis). Proceedings of the 25th scientific conference «Structure, matter, lithosphere history of the Timan-Nothern Ural segment», Syktyvkar, 2016, pp. 158-160.
4. Pystin A. M. Polimetamorficheskiye kompleksy zapadnogo sklona Urala (Polymetamorphic complexes of the western slope of the Urals). St. Petersburg: Science, 1994, 208 pp.
5. Pystin A. M, Pystina Yu. I. Bazalnyye otlozheniya verkh-nego dokembriya v Timano-Severouralskom regione (Basal deposits of the Upper Precambrian in the Timan-Nothern Ural region). Lithosphere, No. 3, 2014, pp. 41—50.
6. Pystin A. M., Pystina Yu. I., Potapov I. L. et al. Nizhniy dokembriy Pripolyarnogo Urala (The Precambrian of the Subpolar Urals). Syktyvkar: Geoprint, 2010. 44 p.
7. Pystina Yu. I. Mineralogicheskaya stratigrafiya metamor-ficheskikh obrazovaniy Pripolyarnogo Urala (Mineralogical stratigraphy of metamorphic formations of the Subpolar Urals). Ekaterinburg: UB RAS, 1997. 124 p.
8. Pystina Yu. I., Pystin A. M. Novyye dannyye o paleopro-terozoyskom vozraste metamorfizma porod nyartinskogo kompleksa (Pripolyarnyy Ural) (New data on the Paleoproterozoic age
of the metamorphism of the rocks of the Nyartin complex (the Subpolar Urals). Geodynamics, substance, ore genesis of the East European platform and its folded framing: Extended abstract of scientific conference reports. Syktyvkar: Institute of geology Komi SC UB RAS, 2017, pp. 181-183
9. Rodygin A. I. Mikrostrukturnyy analiz kvartsa (Microstructural analysis of quartz). Tomsk: TSU, 1994, 217 p.
10. Cardozo N., Allmendinger R. W. Spherical projections with OSXStereonet: Computers & Geosciences, V. 51, 2013, pp. 193-205.
11. Law R. D., Casey M., Knipe R. J. Kinematic and tectonic significance of microstructures and crystallographic fabrics within quartz mylonites from the Assynt and Eriboll regions of the Moine thrust zone, NW Scotland. Transactions of the Royal Society of Edinburgh: Earth Sciences. 1986. 77, pp. 99—125.
12. Law R. D. Crystallographic fabrics: a selective review of their applications to research in structural geology. In: Knipe R. J., Rutter E. H. (eds) Deformation mechanisms, rheology and tectonics. Geol Soc Spec Publ. 1990. No 54, pp 335—352.
13. Lister G. S., Hobbs B. E. The simulation of fabric development during plastic deformation and its application to quartz-ite: influence of deformation history. Jour. Struct. Geol. 1980. V. 2, No. 3, pp. 335—370.
14. Passchier C. W., Trouw R. A. J. Micro tectonics. Springer Science & Business Media, 2005, 366 p.
