структурная эволюция западной части алярмаутского поднятия
реклама
THIS MANUSCRIPT WILL PUPLISH IN 2003 IN BULL. MOSKOVSKOGO OBSCHESTVA ISPITATELEI PRIRODI ТЕКТОНИЧЕСКАЯ ЭВОЛЮЦИЯ АЛЯРМАУТСКОГО ПОДНЯТИЯ, ЗАПАДНАЯ ЧУКОТКА, СЕВЕРО-ВОСТОК АЗИИ Бондаренко Г.Е., Лучицкая М.В.* ВНИИПРОМГАЗ, Москва; * Геологический институт РАН, Москва [email protected] Аннотация В статье приведены новые данные, полученные при полевых исследованиях в западной части Алярмаутского поднятия. Установлено, что в формировании структуры Алярмаутского поднятия определяющую роль играли сменявшие друг друга во времени процессы латерального сжатия и растяжения. На этапе регионального сжатия в нижнем мелу была сформирована покровная структура. Основные деформации, связанные с покровообразованием, сконцентрированы вдоль пологой поверхности срыва, приуроченной к стратиграфическому контакту палеозойских карбонатных пород и терригенных мезозойских пород. В конце нижнего мела условия латерального сжатия сменились условиями растяжения. Нижнемеловая поверхность срыва была ремобилизована в выполаживающуюся зону хрупко-пластических сбросовых деформаций (детачмент). Начался рост ограниченного пологими сбросами куполовидного поднятия, что привело к эксгумации палеозойских метаморфических образований. Воздымание купола сопровождалось внедрением среднемеловых плутонических и субвулканических пород, излиянием кислых эффузивов и накоплением грубообломочных континентальных толщ. В результате метаморфизованные палеозойские породы в современной структуре стратиграфически перекрыты неизмененными отложениями альба-сеномана. Введение Анюйско-Чукотский складчатый пояс ограничивает с севера Южно-Анюйскую сутуру и рассматривается как элемент позднемезозойского коллизионного орогена [Парфенов, 1984; Noklenberg et al., 1998; Соколов и др., 2001]. Причина возникновения орогена – раннемеловая коллизия Евразии и Чукотского микроконтинента [Сеславинский, 2 1979; Парфенов, 1984; Соколов и др., 2001]. В результате коллизии южная в современных координатах окраина Чукотского микроконтинента оказалась тектонически перекрыта пакетом шарьяжных пластин [Соколов и др., 2001]. Считается, что деформации палеозойско-триасовых отложений Анюйско-Чукотского пояса затухают в северном направлении по мере удаления от Южно-Анюйской сутуры, и для его северной части более свойственны пологие дислокации, характерные для эпиплатформенных областей или осадочного чехла микроконтинентов [Геология СССР, 1970; Садовский, Гельман, 1970; Тильман, 1973 и др.]. С этих позиций выходы палеозойских образований, известные на Западной Чукотке, интерпретировались как горстообразные выступы фундамента Анюйско-Чукотского складчатого пояса. Вместе с тем, в ряде работ в Анюйско-Чукотском поясе отмечались более напряженные складчатые и взбрососонадвиговые дислокации палеозойских и мезозойских отложений [Тектоника.., 1980; Парфенов, 1984; Богданов, Тильман, 1992 и др.]. Новые данные свидетельствуют о том, что палеозойские и мезозойские комплексы Западной Чукотки участвуют в покровной структуре северо-западной вергентности, которая была сформирована в неокоме. В альбе–сеномане широко проявились процессы растяжения и сбросообразования, которые сопровождалось ростом метаморфического ядра и эксгумацией палеозойских метаморфических образований. Геологический очерк Алярмаутское поднятие расположено на западе Анюйско-Чукотского складчатого пояса в 100 км к северу от г. Билибино на правобережье р. Погынден (рис. 1, географическая схема). Ядро поднятия сложено метаморфизованными до эпидот-амфиболитовой фации терригенными и карбонатными породами девона-нижнего карбона [Садовский, Гельман, 1970] (рис. 2). Крылья поднятия сложены менее метаморфизованными терригенными породами триаса. 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.2/19 3 Предположительно верхнедевонско-нижнекаменноугольный люпвеемский комплекс сложен превращенными в кристаллические сланцы кварц-полевошпатовыми песчаниками, кварцитами, мраморами видимой мощностью около 700 м (рис. 2) [Садовский, Гельман, 1970]. Нижнекаменноугольный вернитаквеемский комплекс сложен мраморизованными известняками, кварц-полевошпатовыми метапесчаниками, кварцитами, амфиболпироксеновыми кристаллическими сланцами (вероятно, метадиабазами). В известняках – остатки кораллов Lonsdaleia cf. floriformis Mart., Lonsdaleia floriformis var. setten trionalis Gorsky (определения Г.А. Андриановой и А.Ф. Ефимовой), которые свидетельствуют о турнейско-визейском возрасте отложений [Садовский, Гельман, 1970]. Палеозойские и триасовые отложения разделены пологой зоной интенсивных пластических деформаций мощностью около 150–200 м (рис. 2). Кепервеемский комплекс нижнего-среднего триаса сложен интенсивно деформированными глинистыми сланцами, филлитами с пачками ритмичнослоистого флиша. Возраст определен по находкам фаунистических остатков Posidonia mimer Ocberg, Posidonia aff. wengensis Wissm. (определения Ю.П. Попова и А.Ф. Ефимовой). Верхнетриасовые отложения представлены двумя литологически различными комплексами: кварц-полевошпатовыми турбидитами и мелководно-морскими вулканомиктовыми шельфовыми осадками. Комплекс кварц-полевошпатовых турбидитов характеризуется тонкой ритмичностью. Присутствуют линзовидные тела (каньонные фации) более грубого флиша с преобладанием песчаников. Фаунистические остатки Halobia superba Mojs., Monotis cf. setakaensis Kipar., Otapiria cf. ussuriensis (Vor.) определяют карнийский возраст. Комплекс мелководных шельфовых отложений представлен алевро-аргиллитами с прослоями и линзами вулканомиктовых песчаников. В песчаниках отмечается косая, волнистая слоистость, текстуры взмучивания, штормового взламывания. Песчаники 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.3/19 4 интенсивно биотурбированы, характерны вертикальные следы илоедов. Остатки фауны Monotis Ochotika (Keys.), Monotis Ochotika var. eurehachis Tell. норийского возраста. Контакт аркозовых турбидитов и вулканомиктовых отложений верхнего триаса повсеместно тектонический и сопровождается пологими зонами пластических тектонитов (рис. 2). Стратиграфически выше вулканомиктового верхнего триаса без признаков несогласия залегают отложения погынденского комплекса верхней юры-нижнего мела [Садовский, Гельман, 1970] (рис. 1, 2). Это грубое метровое переслаивание песчаников с прослоями алевро-аргиллитов. Ритмично слоистые пачки флишевого строения чередуются с пачками биотурбированных песчаников с текстурами оползневого взмучивания, штормового взламывания осадка. Песчаники состоят из обломков кварца, плагиоклаза, калиевого полевого шпата, эффузивов, аргиллитов. Возраст обоснован находками фаунистических остатков Buchia keiserlingi Lah., Buchia sibirica Sok., Buchia volgensis Lah. С резким угловым несогласием на более древних в различной степени метаморфизованных породах залегают континентальные грубообломочные отложения с прослоями туфов кислого состава, чередующиеся с массивными потоками лав дацитов, липаритов, горизонтами игнимбритов. Возраст игнимбритов 94±6 млн. лет, риолитов – 94, 107, 112, 114 млн. лет (альб – нижний сеноман), K-Ar метод [Садовский, Гельман, 1970]. Проблематичное стратиграфическое положение занимает толща сильно ороговикованных базальтов, андезитов с реликтами подушечной отдельности, превращенными в кварциты межподушечными линзами кремней, пачками туфотерригенных пород. Эти образования образуют крупные ксенолиты кровли в интрузиях гранодиоритов в бассейне р. Аттыквеем (рис. 1, 2). Подобные породные комплексы, равно как вулканомиктовые разрезы верхнего триаса и верхней юры – нижнего мела не характерны для Анюйско-Чукотского складчатого пояса и известны значительно южнее, в пределах Южно- 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.4/19 5 Анюйской сутуры и Алазейско-Олойского складчатого пояса [Парфенов, 1984; Соколов и др., 2001]. Петрография интрузивных пород. Интрузивные породы представлены гранитами, гранодиоритами, сиенитами. Возраст гранитов определен K-Ar методом (10 определений) как альбсо-нижнесеноманский (95–110 млн. лет) [Садовский, Гельман, 1970]. Граниты обладают гипидиоморфнозернистой структурой с редкими участками микропегматитовой. Они состоят из примерно равных количеств (30–35%) кварца, плагиоклаза, калиевого полевого шпата. Биотит, амфибол, мусковит присутствуют в количестве 1–2%. Плагиоклаз образует идиоморфные кристаллы размером от 0,1 до 1,4 мм, иногда реккурентно зональные. Незональные кристаллы определяются как олигоклаз An30. В краевых частях плагиоклазов на границе с калиевым полевым шпатом часто хорошо выражены мирмекиты. Калиевый полевой шпат образует ксеноморфные зерна близкой к изометричной формы от 0,2 до 1,3 мм в диаметре, представлен нерешетчатым микроклином. Кварц ксеноморфный. Биотит образует узкие лейсты рыжевато-коричневого цвета размером от 0,2 до 0,7 мм, мусковит – лейсты от 0,2 до 0,5 мм, иногда в срастании с биотитом. Амфибол желтовато-зеленого цвета, ксеноморфный, зерна размером от 0,3 до 0,5 мм. Акцессорные минералы эпидот, циркон, рудный. Вторичные изменения выражены в выборочной хлоритизации биотита с образованием сагенитовой решетки или скоплений зерен эпидота и веретеновидных зерен сфена; слабой серицитизации плагиоклаза и пелитизации калиевого полевого шпата. Гранодиориты характеризуются гипидиоморфнозернистой структурой и состоят из плагиоклаза (60%), кварца (25%), калиевого полевого шпата (15%), амфибола и биотита (15%). Плагиоклаз образует идиоморфные кристаллы часто реккурентно зональные, иногда пятнисто зональные размером 0,3–2,8 мм. Незональные кристаллы представлены олигоклазандезином An30–35. Калиевый полевой шпат ксеноморфный размером 0,3–2,0 мм, 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.5/19 6 представлен нерешетчатым микроклином. Кварц ксеноморфный. Биотит образует широкие лейсты размером 0,2–0,9 мм светло-коричневого цвета, амфибол – ксеноморфные зерна светло-оливкового цвета размером 0,3–0,8 мм. Акцессорные минералы представлены эпидотом, цоизитом, ортитом, пьемонтитом, апатитом. Минералы подвержены деформационным изменениям, выраженым в частичной грануляции зерен кварца и появлении полос излома в биотите. Вторичные изменения выражены в неравномерной хлоритизации биотита (в краях лейст, в виде полос, на границе полос излома); серцитизации или соссюритизации плагиоклаза; значительной пелитизации калиевого полевого шпата. Среди гранодиоритов есть постепенные переходы к биотитовым тоналитам. В последних широко развита пойкилитовая структура наряду с гипидиоморфнозернистой. Плагиоклаз обладает как реккурентной, так и нормальной зональностью от An45 до An25. По сравнению с гранодиоритами количество калиевого шпата уменьшается до 10%. Темноцветный минерал представлен только биотитом коричневого цвета размером от 0,1 до 1,5 мм. Большая часть его замещена пеннином с образованием зерен эпидота, сфена. Акцессорные минералы эпидот, ортит, циркон, апатит. Структура западного крыла Алярмаутского поднятия Западное крыло Алярмаутского поднятия имеет чешуйчатое строение. Тектонические чешуи ограничены зонами интенсивно деформированных бластомилонитов. С запада на восток (структурно сверху-вниз) выделяются три основные чешуи (рис. 1, 3). Западная чешуя состоит из верхнетриасовых и верхнеюрских вулканотерригенных отложений. В западной части рассматриваемой территории в бассейне р. Аттыквеем структурно выше триасово-верхнеюрских отложений залегают пиллоу-базальты (рис. 1). Вдоль пологого контакта базальтов и триасово-юрских отложений внедрены силлообразные тела сиенито-диоритов среднемелового возраста. В экзоконтакте вмещающие породы ороговикованы, и их доинтрузивные структурные особенности затушеваны. На востоке, в 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.6/19 7 левобережье р. Кытеп-Гуйтеньрывеем структурно ниже норийских вулканомиктовых пород залегает карнийский субаркозовый флиш центральной тектонической чешуи. Норийские и карнийские отложения разделены погружающейся на юго-запад под углом 40–70º зоной бластомилонитов мощностью около 100 м (рис. 1, 3). Центральная чешуя сложена деформированными отложениями триаса (рис. 2, 3). Структурно и стратиграфически верхняя часть представлена субаркозовыми турбидитами нория. Наиболее интенсивные деформации приурочены к кровле и подошве карнийских отложений (рис. 3). Структурно ниже карнийского флиша залегают интенсивно деформированные нижне-среднетриасовые глинистые сланцы с пачками тонкоритмичного флиша и силлами диабазов (рис. 3). В восточном направлении в структурно нижней части сланцевого комплекса напряженность тектонических деформаций и степень метаморфизма постепенно нарастают (рис. 3). Зона бластомилонитов мощностью около 300 м насыщена деформированными кварцевыми жилами. Западная часть зоны бластомилонитов сформирована по нижне-среднетриасовым породам. В центральной части зоны бластомилонитов о природе протолита судить сложно. Фиксируются отдельные будины рассланцованных крупнозернистых песчаников, реже – амфиболитов. Восточная и структурно нижняя часть зоны бластомилонитов образована по палеозойским породам, которые слагают восточную тектоническую чешую (рис. 1, 3). Восточная чешуя сложена метаморфизованными и деформированными карбонатными и терригенно-карбонатными породами. Породы интрудированы конформными к общей структуре силлами, а также секущими телами гранодиоритов (рис. 3). Метаморфическая сланцеватость и реликты слоистости образуют пологую антиформу субмеридионального простирания (рис. 3). На ее восточном крыле наблюдается почти зеркальное повторение описанной выше структурной последовательности [Садовский, Гельман, 1970] (рис. 1). 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.7/19 8 Последовательность тектонических деформаций Изученные в западном крыле Алярмаутского поднятия структурные формы и парагенезисы позволяют выделить два основных этапа тектонических деформаций: латеральное сжатие и покровообразование, а также последующее латеральное растяжение, сбросообразование и вертикальное поднятие палеозойского метаморфического ядра. Этап латерального сжатия и покровообразования (D1). Структурные формы этого этапа деформаций лучше всего проявлены в центральной и восточной тектонических чешуях, а также в разделяющих основные чешуи зонах бластомилонитов и представлены пластическими деформациями (рис. 3). Слоистость смята в изоклинальные складки F1 (рис. 3 б–г, 4 а). Оси этих складок наклонены под углами положе 30º и ориентированы в ЮЗ-СВ румбах (5 б). Осевые поверхности складок F1 наклонены на ЮВ под углами в среднем около 60º и параллельны сланцевому кливажу и метаморфической сланцеватости (рис. 3 б, г, 5 в, 6 а). Кливаж и метаморфическая сланцеватость деформированы (рис. 7). На стереограмме (сетка Вульфа, проекция на нижнюю полусферу) видно, что деформация имеет цилиндрическую геометрию (рис. 5 в). Ось деформации пологая и ориентирована СВ-ЮЗ, азимут простирания около 30º (рис. 5 в). Ориентировка оси цилиндрической деформации близка к ориентировке простирания структуры Алярмаутского поднятия (рис. 1). Анализ вергентности мелких складок пластического течения и ориентировки C-S структур в зонах бластомилонитов (рис. 6) свидетельствуют, что тектонический транспорт шел в направлении с ЮВ на СЗ вдоль современного падения зон бластомилонитов. Например, на рис. 6 а и б направление тектонического транспорта подчеркивается вергентностью складок волочения и ориентировкой хвостатых будин. Следовательно, в современной структуре западного крыла Алярмаутского поднятия ранние деформационные парагенезы развернуты против часовой стрелки вокруг субгоризонтальной оси, приблизительно совпадающей с осью самого поднятия. Минимальная величина разворота определяется современным наклоном кливажа S1 и осевых поверхностей складок F1 около 60º. Ориентировочное реконструированное 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.8/19 9 положение кливажа S1 и осевых поверхностей складок F1 получено путем разворота полюсов слоистости кливажа вокруг субгоризонтальной оси с азимутом простирания 30º по часовой стрелке на величину 60º (рис. 5 г). Таким образом, горизонты бластомилонитов изначально представляли собой пологие зоны пластических надвиговых деформаций с северо-западной ориентировкой сжатия. Выделение раннего этапа покровообразования позволяет удовлетворительно объяснить наблюдаемое пространственное совмещение палеозойско-триасовых разрезов, типичных для Анюйско-Чукотского складчатого пояса с триасово-верхнеюрскими вулканомиктовыми отложениями, а также с кремнисто-базальтовыми образованиями проблематичного возраста, которые широко распространены южнее, в пределах ЮжноАнюйской сутуры и Алазейско-Олойского складчатого пояса. Покровная структура интрудирована альб-сеноманскими гранитоидами, что накладывает ограничения на верхний возрастной предел надвигообразования. По данным А.И. Садовского и М.Л. Гельмана [1970], K-Ar возраст метаморфических образований в правобережье р. Погынден составляет 123 и 146 млн. лет (берриас–баррем). Именно в этот промежуток времени сформировалась основная часть надвигов в Южно-Анюйской сутуре [Соколов и др., 2001]. Промежуточный этап сдвигообразования (D1-2). В пределах тектонических чешуй, а также в зонах бластомилонитов выделяются многочисленные мелкие складки, по геометрии близкие к складкам F1, но с осями b1-2, погружающимися под углами 30–60º (рис. 4 б, 7 б). Для них характерны интенсивные ундуляции шарниров. К ним относятся птигматитовые складки F1-2 посткливажных кварцевых жил, а также складки, нарушающие слоистость и кливаж S1. В последнем случае кливаж осевой плоскости не развит. Происхождение этих складок, вероятно, связано со сдвиговыми деформациями, которые проявились после покровных деформаций. Постнадвиговые правые компрессионные сдвиги 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.9/19 10 северо-западного простирания широко проявлены в пределах Южно-Анюйской сутуры и непосредственно примыкающей к ней части Анюйско-Чукотского складчатого пояса [Соколов и др., 2001]. Этап латерального растяжения и сбросообразования. Выделяются две основные разновидности сбросов: пластические и хрупкие. Наиболее вероятно, что они проявились одновременно, но на разных уровнях глубинности. В пользу этого предположения свидетельствует наличие переходного типа хрупко-пластических сбросов, проявленных в виде пологих зон развития кренуляционного кливажа (кинк-зон) (рис. 3 д). С хрупкопластическими зонами растяжения генетически связаны также складки F2, деформирующие слоистость и кливаж S1 с пологими осями и осевыми поверхностями, полого погружающимися на запад (рис. 3 б, 5 а). Эти складки сопровождаются пологим кливажом осевой плоскости S2 (рис. 5 б). Признаки пластического растяжения фиксируются в пределах структурно нижней зоны бластомилонитов на контакте палеозойских и триасовых пород в виде будинажструктур, формирующих линейность растяжения субширотного простирания (рис. 8 а). Возможно, часть “хвостатых” будин на рис. 6 также сформировалась в условиях пластического растяжения вдоль зон бластомилонитов. Хрупкие сбросы развиты наиболее широко на всех структурных уровнях (рис. 3, 4 а, 7). Вероятно, их образование охватывает длительный промежуток времени, поскольку зоны бластомилонитов с признаками пластического растяжения также затронуты хрупкими сбросами (рис. 8 б). Вблизи зон хрупких сбросов спорадически развит кливаж разлома и сколовые трещины отрыва. Преобладают крутопадающие сбросы субмеридионального простирания, для которых фиксируется правосдвиговая составляющая (рис. 3 ж). По парным сколовым трещинам для них реконструируется ССВ ориентировка сжатия и, соответственно, ВСВ ориентировка растяжения (рис. 3 ж). В парагенезе с ними находятся более пологие 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.10/19 0 11 сбросы СЗ простирания (рис. 7 а). К зонам меридиональных и северо-западных сбросов приурочены субвулканические тела кислого состава альб-сеноманского возраста. Выделяются более поздние сбросы, которые смещают такие тела (рис. 3 е). Повидимому, в структурном парегенезе с ними находятся локально развитые хрупкие взбросы, также смещающие дайки кислого состава (рис. 3 а). Взбросы зафиксированы на периферии Алярмаутского поднятия, где происходит постепенное выполаживание структуры. Таким образом, этап растяжения и сбросообразования охватывал значительный возрастной интервал. Магматизм происходил в течение альба-сеномана и, вероятно, маркировал максимум растяжения. Следовательно, растяжение и заложение сбросов могло начаться несколько раньше. Формирование сбросов продолжалось и после внедрения магматических тел. Пластические деформации на начальных этапах растяжения были приурочены к зонам синнадвиговых бластомилонитов. В более верхних горизонтах коры доминировали хрупко-пластические и хрупкие сбросовые деформации. В дальнейшем хрупкими сбросами была охвачена вся доступная для наблюдения мощность коры. Реконструируется запад-северо-западная ориентировка основного направления растяжения. Обсуждение результатов и выводы В современной структуре поверхность зон пластических деформаций, а также ранний кливаж S1 деформированы в антиформу с осью север-северо-восточного простирания. Ориентировка оси антиформы совпадает с простиранием структур центральной части Алярмаутского поднятия (рис. 1, 5 в). В ядре антиформы находятся метаморфизованные в зеленосланцевой и эпидот-амфиболитовой фации породы палеозоя. К ядру приурочена основная масса интрузий гранитоидов. Структурно более верхние элементы в крыльях антиформы представлены менее метаморфизованными терригенными породами триаса (рис. 1, 3). Крылья антиформы сложены практически неметаморфизованными верхнетриасово04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.11/19 1 12 юрскими породами. Неизмененные породы среднего мела с угловым несогласием залегают на метаморфизованных палеозойских и мезозойских образованиях. Приведенные данные о структуре и деформационной истории Алярмаутского поднятия позволяют предположить, что на этапе регионального растяжения метаморфическое ядро поднятия испытало подъем. По-видимому, воздымание метаморфического ядра началось одновременно с первыми проявлениями магматизма в альбе. Воздымание, вероятно, было спровоцировано ранним сбросообразованием. Сбросообразование привело к латеральному перемещению пластин по выполаживающемуся срыву (детачменту) и сокращению вертикальной мощности коры в районе современной осевой части поднятия. В результате верхняя часть коры, сложенная мезозойскими толщами суммарной мощностью более 3500 м оказалась перемещена в стороны от осевой части Алярмаутского поднятия на несколько километров. Это привело к снятию изостатической нагрузки и к «всплыванию» палеозойского метаморфического ядра. Воздымание метаморфического ядра, вероятно, было основной причиной антиформного изгиба ранее сформированных плоскостных элементов структуры. Рост центральной части поднятия усилил эффекты формирования сбросов на крыльях структуры в результате гравитационного соскальзывания чешуй горных пород. Современные геоморфологические особенности центральной части Алярмаутского поднятия (каньонообразные врезы глубиной более 200 м, поверхности выравнивания с четвертичным аллювием, максимальные абсолютные отметки высот) позволяют предположить, что воздымание осевой части Алярмаутского поднятия продолжается на неотектоническом этапе развития. Таким образом, Алярмаутское поднятие является примером структуры растяжения, которое последовало после этапа континентальной коллизии, латерального сжатия и шарьяжеобразования. Формирование покровно-складчатой структуры Анюйско-Чукотского складчатого пояса завершилось в готериве–барреме [Парфенов, 1984; Соколов и др., 2001]. 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.12/19 2 13 Активное воздымание метаморфического ядра Алярмаутского поднятия началось в альбе (возможно, в конце альба). Следовательно, между пиками регионального сжатия и сменившего его растяжения прошло около 10 млн. лет. Структура Алярмаутского поднятия не уникальна. В позднемезозойском коллизионном поясе Чукотки - Брукса описаны метаморфические ядра, эксгумация которых произошла в интервале 115–95 млн. лет в результате латерального растяжения, которое последовало после неокомского сжатия, покровообразования и метаморфизма: Коолень, Чегитунь, Сенявинана Восточной Чукотке [Miller, 2001], на п-ве Сьюард, окно Дунерак в хр. Брукса [Moore et al., 1994; Miller, 2001]. Приведенные материалы свидетельствуют, что латеральное сжатие, которое сопутствовало процессу нижнемеловой континентальной коллизии и формированию коллизионных сутур Южно-Анюйская на Чукотке и Кобук на Аляске, в середине мела сменилось латеральным растяжением. Структуры метаморфических ядер являются одними из индикаторов постколлизионного растяжения. Данная схема содержит ряд важных нерешенных проблем. Главная из них сводится к следующему. Верхнемеловые и, вероятно, нижнепалеогеновые отложения южного фланга прогибов Колвилл на севере Аляски и Северо-Чукотский севернее о-ва Врангеля подвержены взбросово-надвиговым деформациям северной вергентности [Molenaar et al., 1988; Grantz et al., 1988, 1990]. Эти деформации рассматриваются как результат финальной стадии коллизии микроконтинента Чукотка – Арктическая Аляска с Евразией и Северной Америкой. Если принять эту схему, то среднемеловое растяжение является чужеродным элементом в растянутой во времени от нижнего мела до палеогена цепи коллизионных событий. Вместе с тем, растяжение в период времени 115–90 млн. лет проявилось во многих структурах обрамления Арктического океана [Embry, 1998; Grachev, 2001]. Проблема пространственной и временной взаимосвязи деформаций растяжения и сжатия требует своего объяснения и дальнейшей разработки. 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.13/19 3 14 Благодарности Данная публикация выполнена благодаря финансовой поддержке РФФИ (проекты 0105-64535, 00-07-90000). Авторы признательны профессору В.С. Федоровскому (Геологический институт РАН, Москва) за дискуссию о генезисе и структурной эволюции комплексов метаморфических ядер в коллизионных складчатых поясах, а также профессору С.Д. Соколову за предварительную рецензию рукописи и сделанные ценные замечания. 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.14/19 4 15 Литература Богданов Н.А., Тильман С.М. Тектоника и геодинамика Северо-Востока Азии (обьяснительная записка к тектонической карте) // М.: ИЛСАН, 1992. 54с. Геология СССР. Т. 30. Кн.2. М.: Недра. 1970. 536 С. Парфенов Л.М., Континентальные окраины и островные дуги в мезозоидах северовостока Азии. Новосибирск: Наука, 1984. 192 с. Садовский А.И., Гельман М.Л., Геологическая карта СССР масштаба 1:200000, серия Анюйско-Чаунская, лист R-58-XXVII, XXVIII, Объяснительная записка, Ленинград: ВСЕГЕИ, 1970, 84 с. Сеславинский К.Б., Южно-Анюйская сутура (Западная Чукотка) // ДАН. 1979. Т. 249. № 5. С. 1181-1185. Соколов С.Д., Бондаренко Г.Е., Морозов О.Л., Ганелин А.В., Подгорный И.И., Покровная тектоника Южно-Анюйской сутуры (Западная Чукотка) // ДАН. 2001. Т. 376. № 1. С. 80-84. Тектоника континентальных окраин Северо-Запада Тихого океана. М.: Наука. Тильман С.М., Сравнительная тектоника мезозоид севера Тихоокеанского кольца. Новосибирск: Наука, 1973. 325 с. Embry, A.F., Tectonic implications of large-scale Jurassic-Cretaceous sequence boundaries in the Circum-Arctic. III Intern. Conference on Arctic Margins. Abstract Volume. Celle, Germany, 1998. P. 54-55. Grachev, A.F., New K-Ar ages for basalts from Franz Josef Land // Russian Jornal of Earth Sciences, 2001, vol. 3, No 1, p. 1-7. Grantz A., May S.D., Dinter D.A. Geologic framework, petroleum potential, and environmental geology of the United States Beaufort and northeastmost Chukchi Sea // Geology and exploration of the National Petroleum Reserve in Alaska, 1974 to 1982. G. Gryc ed. USGS Professional Paper 1399. Washington, 1988. P. 231-256. Grantz A., May S.D., Hart P.E. Geology of the Arctic continental margin of Alaska // The Arctic ocean region. In A. Grantz, L. Johnson, J.F. Sweeney eds. The Geology of North America. Vol. L. Geol. Soc. of Amer. 1990. P. 257-288. 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.15/19 5 16 Miller, E.L., Crustal shortering vs. extention in collisional belts: the Mesozoic evolution of the Arctic Alaska-Chukotka microplate // 7-th Zonenshain International Conference on plate tectonics, Москва, Научный Мир, 2001, p. 407-408. Molenaar C.M., Egbert R.M., Krystinik L.F. Depositional facies, petrography, and reservoir potential of the Fortress Mountain Formation (Lower Cretaceous), central North Slope, Alaska // Geology and exploration of the National Petroleum Reserve in Alaska, 1974 to 1982. In G. Gryc ed. USGS Professional Paper 1399. Washington, 1988. P. 257-280. Moore, T.E., Wesley, K.W., Bird, K.J., Susan, M.K., Mull, C.G., Dillon, J.T., 1994, Geology of northern Alaska // The Geology of North America, G. Plafker, H.C. Berg eds., Boulder, Colorado, 1994, vol. G-1, p. 49-140. Nokleberg W.J., Parfenov L.M., Monger J.W.H., Norton I.O., Khanchuk A.I., Stone D.W., Fujita K., Phanerozoic tectonic evolution of the Circum-North Pacific // USGS open-file report 98754. 1998. 125 p. 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.16/19 6 17 Подписи к рисункам Рисунок 1. Геологическая карта района Алярмаутского поднятия (по материалам макета Государственной геологической карты масштаба 1:500 000) и геологический профиль по линии А-Б-В. На врезке показано положение района исследований. Ррисунок 2. Схематические литолого-стратиграфические колонки для палеозойских и мезозойских образований Алярмаутского поднятия (с использованием данных [Садовский, Гельман, 1970]). Рисунок 3. Субширотный структурно-литологический профиль через западную и центральную часть Алярмаутского поднятия и зарисовки деталей структуры. А – Хрупкие взбросы, смещающие дайку дацитов; Б – две разновозрастные генерации складок в триасовых терригенных отложениях; В – пликативные дислокации посткливажной кварцевой жилы в глинистых сланцах триаса; Г – изоклинальная складка с кливажем осевой плоскости в зоне бластомилонитов; Д – сбросовые хрупко-пластические деформации в триасовых турбидитах; Е – поздние хрупкие сбросы, смещающие дайку диоритов; Ж – хрупкие правые сдвиго-сбросы субмеридионального простирания и ориентировка сжатия, реконструированная по сопряженным сколовым трещинам. Рисунок 4. Фотографии деформационных структур, береговые обрывы р. КытепГуйтеньрывеем: А – синнадвиговые складки волочения и постнадвиговые покливажные сбросы, метаморфические породы палеозоя; Б – деформации посткливажной кварцевой жилы, связанные с этапом формирования позднеколлизионных сдвигов, глинистые сланцы нижнего-среднего триаса. 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.17/19 7 18 Рисунок 5. Стереограммы (сетка Вульфа, проекция на нижнюю полусферу), иллюстрирующие особенности деформационных структур сжатия и растяжения: А – полюса к осевым плоскостям поздних синсбросовых складок западной вергентности (кружки) и линейность пересечения раннего и позднего кливажа (квадратики); Б – линейные структуры, параллельные осям синнадвиговых складок и полюса позднего пологозалегающего кливажа (крестики); В – цилиндрическая деформация, реконструированная по полюсам раннего кливажа; Г – реконструированное положение полюсов раннего кливажа после снятия влияния постнадвиговой деформации. Рисунок 6. Примеры ранних синнадвиговых пластических деформаций D1 и постнадвиговых хрупко-пластических деформаций D2 в зоне бластомилонитов на контакте палеозойских пород ядра Алярмаутского купола и триасовых пород его западного крыла. R – трещины Риделя, типичные для структур C-S милонитов. Фотографии обнажений в бортах долины р. Кытеп-Гуйтеньрывеем. Рисунок 7. Примеры сбросовых деформаций в триасовых турбидитах, фотографии обнажений в бортах долины р. Кытеп-Гуйтеньрывеем: А – пологие хрупкие сбросы, нарушающие залегание раннего кливажа; Б – соотношение структурных форм надвиговых, сдвиговых и сбросовых деформаций – F1 – ранние синнадвиговые складки и их пологие оси b1, F1-2 – присдвиговые складки с крутопадающими осями b1-2 , видны осложняющие структуру пологие хрупкие сбросы и поздний кливаж разлома S2. Рисунок 8. Структуры метаморфических палеозойских пород ядра Алярмаутского поднятия, фотографии обнажений в бортах долины р. Кытеп-Гуйтеньрывеем: А – синсбросовый 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.18/19 8 19 кливаж разлома; Б – структуры пластического растяжения, связанные с ранним этапом сбросообразования вдоль зон бластомилонитов. Рисунок 9. Схематическая реконструкция главных этапов структурообразования в Алярмаутском поднятии: А – этап покровообразования и формирования зон бластомилонитов: Б – этап сбросообразования и воздымания метаморфического ядра. 04.03.2003-9:00-G-“alyarmaut-s”-v.40-p.19/19 9
