авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 14 |

«РОССИЙСКАЯ АКАДЕМИЯ НАУК ОТДЕЛЕНИЕ НАУК О ЗЕМЛЕ МЕЖВЕДОМСТВЕННЫЙ ТЕКТОНИЧЕСКИЙ КОМИТЕТ УЧРЕЖДЕНИЕ РОССИЙСКОЙ АКАДЕМИИ НАУК ...»

-- [ Страница 10 ] --

5. Петрология и метаморфизм древних офиолитов (на примере Полярного Урала и Западного Саяна). Новосибирск, 1977. 221 с. (Тр. ИГиГ СО АН СССР: № 368).

6. Пучков В.Н. К стратиграфии вулканогенно-осадочных толщ Лемвинской зоны (Полярный Урал) // Докембрий и нижний палеозой Урала. Свердловск: УНЦ АН СССР, 1978. С. 5–12. (Тр. Ин-та геологии и геохимии. № 135).

7. Савельев А.А., Савельева Г.Н. Офиолиты Войкаро-Сыньинского массива (По лярный Урал) // Геотектоника. 1977. №6. С. 46–60.

8. Савельев А.А., Самыгин С.Г. Офиолитовые аллохоны Приполярного и Поляр ного Урала // Тектоническое развитие земной коры и разломы. М.: Наука, 1979. С. 9–30.

9. Сычев С.Н. Соотношение хрупких и пластических деформаций зоны сочлене ния пальникшорской толщи и массива Хордъюс // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России: Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2009.

С. 160–163 (Материалы XV Геол. съезда Республики Коми. Т. 2).

10. Сычев С.Н., Куликова К.В. Зона западного контакта массива Хордъюс // Ма териалы I Международной научно-практической конференции молодых ученых и специалистов, посвященной памяти академика А.П. Карпинского, 24–27 февраля 2009 г. Спб.: ВСЕГЕИ, 2009. С. 82–85.

С.Н. Сычев1, К.В. Куликова Структурно-тектоническая позиция массива Хордъюс (Полярный Урал) Тектонический характер зоны ГУР на Полярном Урале в общем опре деляется сочленением двух крупных единиц – Лемвинского аллохтона на северо-западе и Войкаро-Сыньинского аллохтона на юго-востоке [2, 3, 5].

Между ними в одних случаях распространен мощный тектонический сер пентинитовый меланж, а в других расположены полоса высокометамор физованных глубинных пород и зона гранат-актинолит-эпидотовых слан цев с прослоями полосчатых яшмоидов, объединяемых согласно послед ним тектоническим схемам в единый комплекс тектонитов [1].

Нами метаморфиты фронтальной части ГУР выделяются в составе Пальникшорского террейна. Между эти террейном и нижней структур ной единицей Войкаро-Сыньинского аллохтона (Западно-Кэршорская пластина) от р. Хойла на севере до р. Пага на юге Полярного Урала рас положен массив Хордъюс (рис. 1). Вдоль западного контакта массива развит тектонический меланж, где в милонитовом матриксе присутст вуют блоки пород как Пальникшорского террейна, так и массива Хордъюс. Вдоль восточного края массива интенсивно развиты мета морфические ассоциации.

Санкт-Петербургский государственный книверситет (СПбГУ), Санкт-Петербург, Россия Институт геологии (ИГ) Коми НЦ УрО РАН, Сыктывкар, Россия Рис. 1. Тектоническая схема района массива Хордъюс и его обрамления Цифры в кружках обозначают номера азимутальных проекций.

Как было показано [4], структурные парагенезисы Пальникшорского террейна и хордъюсского массива были сформированы на разных этапах деформации, и лишь впоследствии были совмещены тектонически, при этом сохраняя элементы сдвиго-надвигового строения. Характер же структурных взаимоотношений массива Хордъюс и Западно-Кэршор ской пластины пока недостаточно изучен.

Наибольший объем массива Хордъюс слагают в различной степени метаморфизованные габброиды, а также клиноцоизитовые амфиболиты и гранат-клиноцоизит-амфиболовые кристаллосланцы с линейно-полос чатой текстурой двух направлений. Одно наблюдается в метаморфизо ванных габброидах, имеет поперечное общей вытянутости массива ССЗ простирание полосчатости с субвертикальным, в меньшей степени под углами 60–70, падением;

именно в этих породах в отдельных обнаже ниях удается наблюдать замки мелких (5–20 см) открытых складок, ха рактеризующихся в большинстве случаев субвертикальными, иногда более пологими (30–50°) шарнирами различной ориентировки. Второе направление определяется полосчатостью CВ простирания с юго-вос точным падением под углами 50–65° в клиноцоизитовых амфиболитах и Рис. 2. Азимутальные проекции шарниров мелкой складчатости и трещин растяжения, а также дуги больших кругов(нижняя полусфера) Расположение площадок структурных измерений, соответствующих номерам проек ций, показано на рис. 1.

гранат-клиноцоизит-амфиболовых кристаллосланцах, мелкой складча тости в этих породах не наблюдается.

Как в породах массива Хордъюс, так и в сопряженных с ним породах Пальникшорской и Западнокэршорской пластин выделяется два типа деформаций – ранние пластические, представленные мелкой складчато стью, и более поздние хрупкие, которые фиксируются по трещинам рас тяжения (рис. 2).

Наиболее ранние деформации развиты в породах массива Хордъюс, где имеется следующий рисунок пластических деформаций. Ранние шарниры bn+1 мелкой складчатости Fn+1 преимущественно субвертикаль ны (см. рис. 2, аз.пр. 1, 2, 3), что типично для складок сформированных в результате сдвиговых смещений вдоль линейно вытянутых базит-гипер базитовых тел, остальные имеют различные углы погружения, что вы ражается в их веерообразном размещении по дуге большого круга на азимутальной проекции (см. рис. 2, аз.пр. 1, 2, 3). Распределение по дуге большого круга произошло после сдвиговых перемещений в результате надвигообразования, но еще на доколлизионной стадии эволюции пород массива Хордъюс. Образовавшиеся при этом наложенные складки Fn+ имеют полого погружающиеся на север или юг шарниры, субгоризон тальные и параллельные друг другу (см. рис. 2, аз.пр. 1, 2, 3).

Более поздний этап пластических деформаций представлен в породах Пальникшорского террейна и Западно-Кэршорской пластины. Мелкие складки Fn+3 в этих породах характеризуются пологими (8–20) шарни рами, погружающимися к югу и северу, в меньшей степени к западу (см.

рис. 2, аз.пр. 4, 5). Такую ориентировку шарниров можно объяснить мо делью Хансена, показывающей перемещение масс вещества при общем надвигообразовании с формированием принадвиговой складки [6]. При этом происходило изгибание всей толщи при надвигообразовании с по следующим пережимом в центральной части. Именно эти пластические деформации представляют ранний коллизионный этап формирования структуры Урала.

Хрупкие деформации наблюдаются во всех трех тектонических еди ницах. В породах Пальникшорского террейна и породах массива Хордъюс это трещины растяжения типа «х» joints (см. рис. 2, аз.пр. 6, 7, 8), а в метаморфитах кэршорского комплекса – трещины растяжения ти па «+» joints[7] (см. рис. 2, аз.пр. 9). По нашему мнению формирование трещин растяжения происходило на позднем коллизионном этапе после снятия сжимающих напряжений.

Таким образом, установлено, что структурный рисунок в породах Пальникшорского террейна и Западно-Кэршорской пластины фиксирует ранний коллизионный этап формирования Уральского орогена, когда при региональном надвигообразовании произошло тектоническое со вмещение этих толщ. Выжимание массива Хордъюс с уже сформиро ванным собственным структурным рисунком произошло позднее, о его встраивании в общую уральскую структуру свидетельствуют милониты вдоль западной границы массива, а также интенсивный метаморфизм и согласная с общей тектонической структурой района полосчатость вдоль его восточной границы. Хрупкие деформации являлись завер шающими и были наложены на все комплексы орогена на поздней кол лизионной стадии его эволюции.

Литература 1. Государственная геологическая карта Российской федерации. М-б 1:1 000 (третье поколение). Уральская серия – Лист Q-41 (Воркута). Объяснительная запис ка. СПб.: Изд-во СПб картфабрики ВСЕГЕИ, (в издании).

2. Иванов С.Н., Перфильев А.С, Пучков В.Н. Тектоника Урала // Проблемы тек тоники территории СССР и размещения полезных ископаемых. Тез. докл. М., 1977.

С. 23–25.

3. Перфильев А.С. Особенности тектоники севера Урала. М.: Наука, 1968. 221 с.

(Тр. ГИН АН СССР;

Вып. 182).

4. Сычев С.Н. Соотношение хрупких и пластических деформаций зоны сочлене ния пальникшорской толщи и массива Хордъюс // Геология и минеральные ресурсы европейского северо-востока России. Сыктывкар: ИГ Коми НЦ УрО РАН, 2009.

С. 160–163. (Материалы XV Геол. съезда Республики Коми;

Т. 2).

5. Тектоническая карта Урала. М-б 1:1000 000 / Ред. А.В. Пейве, С.Н. Иванов, А.С. Перфильев, В.М. Нечеухин. 1976.

6. Marshak S., Mitra G. Basic methods of structural geology. NJ.: Prentice Hall, 1988.

446 p.

7. Van der Pluijm B.A., Marshak S. Earth Structure – An Introduction to Structural Geology and Tectonics. WCB-McGraw-Hill, 1997. 495p.

Т.Ю. Тверитинова О фрактально-волновой структуре горных массивов Волнообразное чередование геологических и тектонических струк тур, циклический характер геологических и тектонических процессов – отражение волновой геодинамики литосферы, волнового характера про цесса ее деформирования в условиях изменяющегося по волновому за кону напряженного состояния, чередования событий сжатия и растяже ния. События сжатия и растяжения, приводящие к формированию пара генезов структур различного кинематического типа, характеризуются различной длительностью, отражая многопорядковую геодинамику Земли. При этом формируются самоподобные структуры разных поряд ков, т.е. имеющие фрактальный характер. Все это позволяет говорить о фрактально-волновой структуре Земли и литосферы.

Фрактально-волновую природу геодинамических процессов можно проследить по изменению характера дизъюнктивных структур (трещин, разрывов, зон концентрации деформаций) в приповерхностной зоне горных областей, в чем автор убедился, много лет изучая распределение малых дизъюнктивов различного кинематического типа в разновозраст ных комплексах Большого Кавказа.

Многолетние работы Кавказской структурной группы МГУ по изу чению закономерностей распределения трещиноватости в разновозраст ных структурно-вещественных комплексах Большого Кавказа по мето дикам Л.М. Расцветаева [3], О.И. Гущенко [1;

2 и др.] и других авторов Геологический факультет Московского государственного университета им. М.В.

Ломоносова (МГУ), Москва, Россия привели к выводам, что трещиноватость горных массивов отражает в первую очередь новейшее, позднеальпийское, поле напряжений. Тем не менее, в трещиноватости в виде характерных структурных направлений выражены и исходные структурные неоднородности. Кроме того, нема ловажным структурным фактором при формировании трещиноватости является современный рельеф.

Фрактальный характер структуры горных массивов выражен в их деле ние на блоки разных размеров системами разномасштабных дизъюнктив ных структур [5]. На любом масштабном уровне горные массивы и более крупные геологические объемы обладают дискретной структурой, выра женной в наличии систем самоподобных разномасштабных ослабленных зон – от микротрещин до региональных и глобальных зон концентрации деформаций, объединяющихся в сходные структурные парагенезы.

Волновой характер деформационных процессов и формирующихся при этом структур отражен в закономерно изменяющихся сочетаниях дизъюнктивов разного кинематического типа – определенных структур ных парагенезах, отражающих последовательно меняющиеся в про странстве и времени обстановки сжатия и растяжения [4].

Изменение парагенезов трещиноватости в пространстве. Нами наблюдались два основных соотношения распределения трещинных структур на возвышенных и пониженных участках рельефа:

1. Преобладание структур растяжения на возвышенных участках (верхние части склонов и водоразделы) и увеличение содержание струк тур сжатия в нижних частях долин.

2. Преобладание структур растяжения в верхних и нижних частях скло нов при широком развитии структур сжатия и сдвига в их средней части.

3. Реже встречаются случаи, когда и на возвышенных, и на понижен ных участках широко развиты структуры сжатия и сдвига.

Первый случай отвечает условиям гравитационного развала возвы шенных участков и тектоногравитационному сползанию горных масс со склонов поднятий. При этом формирование положительных структур рельефа в условиях горно-складчатой системы Большого Кавказа ко нечно же связано с обстановкой тангенциального латерального сжатия.

Второй случай отражает, видимо, более широко проявленные обста новки тангенциального растяжения, при которых отрицательные формы рельефа представляют собой структуры растяжения, а разделяющие их положительные формы помимо того испытывают еще и дополнительное гравитационное разваливание.

Третий случай отражает условия преобладающего латерального сжа тия и сдвига, а также, видимо, еще не успевших проявиться условий растяжения на растущих поднятиях.

Изменение парагенезов во времени. Повсеместно среди изученных структур разрушения фиксируется несколько парагенезов трещинных нарушений, которые можно выстроить в последовательный ряд. Наибо лее молодыми структурами вероятно являются отрывы без заполнения (экзогенные трещины), ориентированные продольно и поперечно к эле ментам рельефа (современное поле напряжений). Им предшествуют тек тонические трещины различных кинематических типов, закономерно связанные с элементами локальной структуры (складки, разрывы и т.д.).

Еще более ранними являются первичные трещины, закономерно связан ные с детальной структурой (слоистость в осадочных породах, сланцева тость метаморфических массивов, прототектонические трещины магма тических тел). Среди тектонических трещин в ряде случаев можно выде лить трещины двух и более генераций и проследить динамику формиро вания локальной структуры (например, опрокидывание крыла складки).

Изучение региональных структур показывает закономерное и последо вательное изменение структурных парагенезов и тектодинамических обста новок сжатия, растяжения и сдвига, отражающих волновой характер распре деления процессов деформации литосферы в пространстве и времени.

Таким образом, горные массивы, представляя собой характерный пример фрактальных объектов по своей блоково-дизъюнктивной струк туре, обладают и «волновой структурой» по закономерному распределе нию в литосфере деформационных парагенезов, отвечающих волновому процессу развития деформации, т.е. их можно характеризовать как объ екты с фрактально-волновой структурой.

Литература 1. Гущенко О.И. Метод кинематического анализа структур разрушения при ре конструкции полей тектонических напряжений // Поля напряжений и деформаций в литосфере. М.: Наука, 1979. С. 7–25.

2. Гущенко О.И. Кинематический принцип относительной хронологии палеона пряжений (основной алгоритм тектонического стресс-мониторинга литосферы) // Теоретические и региональные проблемы геодинамики – М.: Наука, 1999. С.108– 125. (Тр. ГИН РАН;

Вып. 515).

3. Расцветаев Л.М. Парагенетический метод структурного анализа дизъюнктив ных нарушений // Проблемы структурной геологии и физики тектонических процес сов. Ч. 2. 1987. С. 173–235.

4. Тверитинова Т.Ю. О фрактально-волновой природе геологической среды // http://geo.web.ru/db/msg.html?mid=1178466&uri=tveretinova.html 5. Тверитинова Т.Ю., Курдин Н.Н. Разрывные нарушения как фрактальные ди намические системы // Синергетика геосистем. М., 2007. С. 110–115.

Ал.В. Тевелев1, И.А. Кошелева1, Е.А. Пикулик1, Н.В. Правикова Уйско-Новооренбургская шовная зона Южного Урала (структура границы палеоостровной дуги и микроконтинента) Уйско-Новооренбургская шовная зона разделяет две крупнейшие ме газоны Южного Урала: Магнитогорскую и Восточно-Уральскую. Со гласно общепринятым представлениям, первой приписывают острово дужное происхождение, а вторую считают палеомикроконтинентом [2 и мн. др.]. Зона имеет сложное покровно-складчатое строение, обуслов ленное ее положением между двумя жесткими мегаблоками. Она протя гивается по меньшей мере на 300 км от Миасского синтаксиса на севере до широты пос. Красноярский на юге. Ширина зоны составляет 10– км и колеблется от первых километров в пережимах до 18 км в раздувах (рисунок). Западной границей шовной зоны является Браиловский сдвиг, местами распадающийся на серию более мелких разрывов. Паде ние его восточное 50–70°, а сопряженных сдвигов – западное. Восточная граница шовной зоны фиксируется по серии разрывов различной кине матики, которые часто содержат крупные линейные тела серпентинитов.

Южнее пос. Кацбахский эти разрывы имеют существенную надвиговую компоненту западного падения. Сдвиговый характер граничных разло мов выявляется по вертикальным зеркалам скольжения с горизонталь ной штриховкой и мелким складкам с вертикальными шарнирами. В южной части зоны линейность полого погружается на юг.

В строении Уйско-Новооренбургской шовной зоны участвуют верти кально стоящие и пологие тектонические пластины, сложенные различ ными формациями ее ближайшего окружения, а также характерными исключительно для нее [4]. По всей длине зона насыщена мелкими ли нейными телами серпентинитов, которые иногда сливаются в относи тельно крупные массивы. По простиранию шовную зону можно разде лить на ряд сегментов с различным стилем строения и разным набором слагающих их комплексов.

Уйский сегмент зажат между Алтынташским и Петропавловским разломами. На юг он постепенно сужается, слагая лишь восточную часть зоны, и выклинивается чуть южнее пос. Сухтелинский. Уйский сегмент состоит из многочисленных мелких надвиговых пластин, в ко торых чередуются вулканогенно-осадочные породы нижнего карбона и Геологический факультет МГУ имени М.В. Ломоносова Рисунок. Схема строения Уйско Новооренбургской шовной зоны 1 – Уйско-Новооренбургская зона (в квадратах – номера сегментов);

2 – массивы серпентини тов;

3 – разрывы (в ромбах – их номера);

4 – надвиги (в кружках – номера крупных надви говых пакетов), 5 – присдвиговые складки: а – Z-образные, правосторонние, б – S-образные, левосторонние;

6 – элементы залегания линей ности: а – горизонтальной, б – наклонной;

7 – элементы залегания плоскопараллельных структур а – вертикальных, б – наклонных. Бу квами на карте обозначены: ГУР – Главный Уральский разлом, М – Магнитогорская мега зона, У – Уйско-Новооренбургская шовная зо на, ВУ – Восточно-Уральская мегазона. Сег менты шовной зоны: 1 – Уйский, 2 – Арсин ский, 3 – Кацбахский, 4 – Амурский, 5 – Ки ровский, 6 – Сатубалбинский. Разломы: 1 – Ал тынташский, 2 – Петропавловский, 3 – Браи ловский, 4 – Кацбахский, 5 – Александровский, 6 – Западно-Кировский, 7 – Калининский.

Внешние аллохтоны, сопряженные со сдвиго вой зоной: 1 – Сухтелинский, 2 – Астафьев ский, 3 – Агаповский, 4 – Кацбахский, 5 – Ждановский. На врезке А показаны направле ния вергентности в разных участках шовной зоны вулканиты среднего–верхнего девона (по А.В. Жданову и др., 2003 г.).

По разделяющим покровы надвигам развиваются бластомилониты.

Мелкие складки, иногда – опрокинутые, имеют западную вергентность.

Особенностью Уйского сегмента шовной зоны является существенный динамометаморфизм пород.

Арсинский сегмент представляет собой центральный отрезок шовной зоны: на севере он начинается примерно от широты пос. Кидыш и про тягивается на юг почти на 200 км до пос. Кацбахский. Восточная грани ца сегмента почти повсеместно проходит по протяженным блокам сер пентинитов. В строении Арсинского сегмента преобладают девонские вулканические и вулканогенно-осадочные комплексы, слагающие кру тые линейные складки с углами падения на крыльях до 60–80°. В целом, эти комплексы близки по составу к островодужным вулканическим комплексам Магнитогорской мегазоны однако в них имеются и серьез ные отличия. Так позднефранский абсарокит-шошонитовый комплекс шовной зоны отличается от своих стратиграфических аналогов Магни тогорской мегазоны, повышенной щелочностью вообще и калиевостью в частности. Он слагает линейную синклиналь меридионального про стирания, расчлененную серией продольных и косых сдвигов и ослож ненную мелкими складками. Породы в Арсинском сегменте тектонизи рованы неравномерно, хотя в них повсеместно развит кливаж, круто па дающий на запад. В тектонических пластинах породы тектонизированы:

встречаются линейные участки интенсивного рассланцевания, бласто милониты, часто наблюдается будинаж. Надвиги фиксируются редко, в основном на широтных центриклиналях синформ.

Кацбахский сегмент протягивается примерно от широты пос. Ага повка на севере до широты пос. Новооренбургский на юге, сначала по восточной части шовной зоны (до пос. Кацбахский), затем занимает ее целиком, а южнее пос. Амурский – по западной части шовной зоны. На всем протяжении этот сегмент сложен раннекаменноугольными толща ми, преимущественно – визейскими вулканитами бимодальной базальт трахириолитовой серии [5]. Нижнекаменноугольные толщи слагают изогнутые тектонические пластины, часто наклоненные на запад и севе ро-запад. Вдоль разломов развиты интенсивные зоны бластомилонитов.

Почти повсеместно породы превращены в аповулканогенные зеленые сланцы (по В.М. Мосейчуку и др., 2000 г.). Углы наклона пластов на крыльях складок составляют 40–60°, а на замыканиях – до 80°, что гово рит об их присдвиговой природе.

Южнее Уйско-Новоренбургскую зону можно разделить на три не больших самостоятельных сегмента. Амурский сегмент занимает вос точную часть шовной зоны протяженностью от пос. Амурский до пос.

Новооренбургский. Он представлен Амурским пакетом покровов, кото рый состоит по крайне мере из восьми маломощных тектонических пла стин, полого (10–20°) погружающихся на запад. Набор и возраст форма ций в пластинах весьма разнообразны: от среднедевонской флишоид ной, содержащей цинково-колчеданное оруденение, и позднедевонской абсарокит-шошонитовой до среднекаменноугольной карбонатной.

Вблизи поверхностей сместителей породы интенсивно рассланцованы, часто превращены в бластомилониты. Бурением на Амурском месторо ждении вскрыты зоны бластомилонитов мощностью в десятки метров.

Кировский сегмент является продолжением Амурского на юг. Его западная часть представлена аллохтоном, который сложен ордовикской кремнистой формацией и подстилается серпентинитовым меланжем. С запада аллохтон ограничен Западно-Кировским взбросом, вблизи кото рого кремнистые толщи смяты в мелкие линейные опрокинутые складки восточной вергентности. В строении восточной части Кировского сег мента участвуют раннекаменноугольные терригенные и карбонатные комплексы, слагающие асимметричный грабен, восточное крыло кото рого надвинуто на Суундукский гранитоидный плутон Восточно Уральской мегазоны. По углистым породам развиваются графитовые зеркала скольжения. В восточном борту грабена, в экзоконтактовой зоне Суундукского плутона, известняки превращены в мраморы, в которых наблюдаются многочисленные реидные складки главным образом пра восдвиговой кинематики.

Сатубалбинский сегмент расположен западнее Кировского и пред ставляет собой пакет тектонических пластин в целом синформного стро ения, сложенных кремнисто-туфогенной формацией (конденсированный разрез эйфеля – нижнего франа) и формацией низкотитанистых базаль тов среднего–верхнего девона. Надвиги полого погружаются на юго восток и восток, в их основании повсеместно наблюдаются линзы ме ланжированных серпентинитов. Структура сегмента изучена слабо из-за плохой обнаженности.

Для Уйско-Новооренбургской сдвиговой зоны установлены как лево сторонние, так и правосторонние движения [4]. С ней сопряжено не сколько пакетов надвигов в прилегающих частях Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазон: Агаповский, Ждановский, Астафьевский и др. Одни из них скорее связаны с левыми сдвигами, другие – с правы ми. Крупнейшим из них является Сухтелинский аллохтон, состоящий из чередующихся пластин ордовикских базальтов и конденсированного разреза кремней среднего–верхнего девона [3] и подстилающийся ме ланжем Куликовского серпентинитового массива. Шовная сдвиговая зо на является корневой для Сухтелинского аллохтона: средне-верхнеде вонский конденсированный разрез кремнистых пород выявлен в Сату балбинском сегменте [1], правда расположенном почти в 200 км южнее.

Поскольку севернее его, в других частях шовной зоны, средне-верхнеде вонские разрезы имеют совсем иной характер, 180–200 км являются достоверной оценкой левосдвиговой амплитуды Уйско-Новооренбург ской сдвиговой зоны.

Таким образом, единая в первом приближении зона, выполняющая на всем протяжении роль раздела крупных структурных элементов Южного Урала, оказывается цепочкой линзовидных блоков различного строения, с разной вергентностью покровно-складчатого заполнения. В целом ее мож но рассматривать как дивергентную сдвиговую зону с «цветочной» струк турой, из которой в обе стороны выдавлены пакеты надвиговых пластин.

Литература 1. Матвеева Е.А., Артюшкова О.В., Якупов Р.Р., Маслов В.А., Тевелев Ал.В. Кон денсированный разрез девона Уйской шовной зоны Южного Урала // Бюл. МОИП.

Отд. геол. 2008. Т. 83, вып. 6, С. 53–55.

2. Пучков В.Н. Палеогеодинамика Южного и Среднего Урала. Уфа: Даурия, 2000. 146 с.

3. Тевелев Ал.В., Артюшкова О.В., Борисенок В.И., Кошелева И.А., Курковская Л.А., Маслов В.А. Новые данные о возрасте и структуре палеозойских комплексов Сухтелинской зоны на восточном склоне Южного Урала // Бюл. МОИП. Отд. геол.

1998. Т. 73, вып. 5. С. 63–65.

4. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А. Геологическое строение и история развития Южного Урала (Восточно-Уральское поднятие и Зауралье) // Труды лаборатории складчатых поясов. М.: Изд-во МГУ, 2002. 123 с.

5. Тевелев Ал.В., Тихомиров П.Л., Дегтярев К.Е., Кошелева И.А., Мосейчук В.М., Пра викова Н.В., Сурин Т.Н. Геодинамические обстановки формирования каменноугольных вулканических комплексов Южного Урала и Зауралья // Очерки по региональной текто нике. Т. 1: Южный Урал. М.: Наука, 2005. С. 213–247. (Тр. ГИН РАН, вып. 561).

Ал.В. Тевелев1, М.А. Фурина Кинематика раннемезозойских сдвиговых зон Южного Урала Раннемезозойский (триас-раннеюрский) этап развития Урала давно привлекает к себе внимание геологов именно как «послеуральский», т.е.

Геологический факультет Московского государственного университета им. М.В.

Ломоносова (МГУ), Москва, Россия якобы не имеющий прямого отношения к развитию собственно уралид.

В последние 10–15 лет этот интерес стал подогреваться обнаружением в пределах Магнитогорской и Восточно-Уральской мегазон магматиче ских образований триасового возраста от лампроитов до щелочных гра нитов и лейкогранитов. Петрология и изотопия этих пород в настоящее время изучены достаточно хорошо [4, 8, 10, 11 и др.]. Хотя практически все проявления триасового магматизма на Южном Урале оказались так или иначе связанными с крупными разломами, преимущественно сдви гами, кинематика триасовых сдвигов остается еще мало изученной.

В целом структура восточной части Южного Урала (рисунок) харак теризуется чередованием относительно широких меридионально вытя нутых мегазон (Магнитогорская, Восточно-Уральская, Зауральская) и разделяющих их относительно узких шовных зон (Уйско Новооренбургская и Копейская). Как показывают структурные исследо вания [1, 7, 6, 9, 2, 10 и др.], сдвиговые деформации с большими ампли тудами реализуются в виде шовных зон, а малоамплитудные могут быть рассеяны по локальным меридиональным разрывам внутри относитель но однородных мегазон. Особенность этих сдвигов состоит в том, что они контролируют распределение и морфологию интрузивных тел раз личного состава и возраста [6, 9, 10]. Это обстоятельство предоставляет возможность более или менее достоверно определять возраст сдвиговых деформаций.

Ранее [5, 3] на Южном Урале выделялись две главные стадии колли зионных деформаций: на ранней формируются надвиги и шарьяжи, а на поздней – левые сдвиги. Возраст шарьирования остается дискуссион ным, а раннекаменноугольный возраст левых сдвигов доказан тем, что они контролируют размещение, морфологию и структуру синкинемати ческих массивов тоналитового ряда (сдвиговых магматических дуплек сов): Неплюевского, Новоукраинского и др. [9, 10 и др.]. В последние годы выяснилось, что самыми поздними являются правые сдвиги [9, 2].

Возраст правых сдвигов предполагается позднепалеозойским–мезозой ским [2] или триасовым [9].

В ходе региональных геологосъемочных работ нами изучено боль шое количество мезоструктур в пределах главных сдвиговых зон восто ка Южного Урала: зеркала скольжения, мелкие складки с вертикальны ми шарнирами, рассланцевание, линейность, кинк-зоны и т.п. Повсюду, где удавалось зафиксировать разнонаправленные движения по сдвигам, правые сдвиги оказывались более поздними, чем левые. В частности, в Копейской шовной зоне наблюдаются многочисленные зоны рассланце вания в породах девона. Поверхности рассланцевания часто смяты в присдвиговые S-образные, и Z-образные складки с вертикальными шар нирами и меридиональным простиранием осевых поверхностей. При этом S-образные складки (левосторонней кинематики) часто бывают ра зорваны правыми сдвигами, параллельными осевым поверхностям. По хожая картина наблюдается и в Уйско-Новооренбургской шовной зоне, где сдвиги фиксируются по многочисленным крутым зеркалам скольже ния с горизонтальной штриховкой. Правые сдвиги фиксируются и по прямым смещениям маркеров: Верхнеуральский массив Магнитогор ской мегазоны разорван Нововоронинским правым сдвигом, а Новока тенинский габбровый массив Зауралья – одноименным сдвигом. Ампли туды смещения составляют 5 и 15 км, соответственно.

В зонах правых сдвигов локализованы триасовые интрузивы. Серия лампроитовых даек калымбаевского комплекса [8], сформировавшихся в трещинах отрыва, имеет запад-северо-западное простирание (ЗСЗ-290°), что хорошо согласуется с правосдвиговой кинематикой субмеридио нального Нововоронинского сдвига. Чекинский и Богдановский масси вы щелочных гранитоидов малочекинского комплекса [11] имеют в пла не форму параллелограммов, длинные стороны (6.5–7 км) которых вы тянуты меридионально и выражены сдвигами, а короткие стороны (око ло 2 км) северо-восточного простирания имеют отчетливо интрузивные контакты. Такая морфология массивов предполагает их формирование в участках присдвигового растяжения (см. рисунок, врезки Б и В) правого Карабулакско-Богдановского сдвига при амплитуде смещения 5–7 км, что согласуется с амплитудой Нововоронинского сдвига, кулисообразно надстраивающего Карабулакско-Богдановский на север. Малочекинская группа массивов щелочных пород того же комплекса [11] локализована в зоне Браиловского сдвига, который образует правосторонний сдвиго вый дуплекс шириной 2.5–3 км и протяженностью около 15–18 км. Дай ки флюоритсодержащих лейкократовых гранит-порфиров кисинетского комплекса [10] имеют северо–северо-восточное простирание (см. рису нок, врезка А), часто Z-образно изогнуты. Они внедрялись в трещины отрыва, сопряженные с Карталинским правым взбросо-сдвигом.

Таким образом, правые меридиональные сдвиги и связанные с ними структурные парагенезы являются наиболее молодыми коллизионными структурами складчатого сооружения Южного Урала. Именно с разви тием правых сдвигов связаны проявления разнообразного, но неизменно специфического триасового магматизма. Необходимо отметить, что субмеридиональные раннемезозойские правые сдвиги отнюдь не чисто уральское явление, они чрезвычайно широко развиты южнее, в Казах станской складчатой области, т.е. являются трансрегиональными моло дыми сдвигами.

Рисунок. Сдвиговые зоны Южного Урала 1 – дайки калымбаевского и кисинетского комплексов;

2–5 – интрузивные массивы:

2 – триасовые синкинематические, 3 – раннепермские, 4 – раннекаменноугольные синкинематические, 5 – девонские;

6 – разрывы: а) границы зон, б) прочие;

7–9 – элементы залегания: 7 – плоско-параллельных ориентировок наклонные, 8, 9 – ли нейности (8 – наклонные, 9 – горизонтальные);

10, 11 – присдвиговые складки с вер тикальными шарнирами: 10 – S-образные (левосторонние), 11 – Z-образные (право сторонние);

12, 13 – сдвиги: 12 – триасовые, 13 – раннекаменноугольные;

14 – номе ра интрузивов и серий даек;

15 – номера разрывов. Интрузивные массивы и серии даек: 1 – Верхнеуральский, 2 – Чернореченский, 3 – Чесменский, 4 – Новоукраин ский, 5, 6 – серии даек: 5 – калымбаевского комплекса в массиве Малый Куйбас, 6 – кисинетского комплекса, 7 – Джабыкский, 8 – Новокатенинский, 9 – Кацбахский, – Неплюевский, 11 –Чекинский, 12 – Богдановский, 13 – массив горы Кудрявой, 14 – массив горы Длинной, 15 – Суундукский. Разрывы: 1 – Аблязовский, 2 – Карабулак ско-Богдановский, 3 – Браиловский, 4 – Восточно-Кировский, 5 – Карталинский, 6 – Новокатенинский. Буквами обозначены мегазоны (М – Магнитогорская, ВУ – Вос точно-Уральская, ЗУ – Зауральская) и шовные зоны (У – Уйско-Новооренбургская, К – Копейская). Врезки на схеме: А – схема расположения даек кисинетского ком плекса в зоне правого сдвига;

Б – схема формирования Чекинского массива в зоне правого сдвигового дуплекса;

В – схема формирования Богдановского массива в зо не правого сдвигового дуплекса (линиями внутри массивов показана ориентировка даек);

Г – схема формирования Новокатенинского массива в зоне левого сдвигового дуплекса Литература 1. Знаменский С.Е. Позднеколлизионные транспрессивные и транстенсивные структурные парагенезисы Магнитогорского мегасинклинория (Южный Урал) // Области активного тектогенеза в современной и древней истории Земли: В 2 т. М.:

ГЕОС, 2006. С. 241–243. (Материалы XXXIX тектонич совещ.;

Т. 1).

2. Знаменский С.Е., Знаменская Н.М. Структурные парагенезисы и фазы дефор маций Восточно-Уральской мегазоны на широте профиля УРАЛСЕЙС (URSEIS–95) // Геологический сборник № 5 (Информационные материалы). Уфа: ИГ УНЦ РАН, 2006. С. 17–29.

3. Иванов К.С. Основные черты геологической истории (1.6–0.2 млрд лет) и строение Урала: Дис. … д-ра геол.-минерал. наук в форме научного доклада. Екате ринбург, 1998. 252 с.

4. Лукьянова Л.И., Багдасаров Э.А., Мареичев А.М. и др. Лампроиты Южного Урала // Геология и минералогия подвижных поясов. Екатеринбург.: Уралгеолком, 1997. С.174–186.

5. Плюснин К.П. Методика изучения тектонических структур складчатых поясов (на примере Урала). Пермь: УТГУ, 1971. 217 с.

6. Пчелинцев С.В. Структурные парагенезисы и этапы деформаций Сугомакско Кацбахской сдвиговой зоны на широте г. Миасс (Южный Урал) // Вестн. МГУ. Сер. 4.

Геология. 2001. № 2. С. 20–25.

7. Серавкин И.Б., Знаменский С.Е., Косарев А.М. Разрывная тектоника и рудо носностъ Башкирского Зауралья. Уфа: Полиграфкомбинат, 2001. 318 с.

8. Сурин Т.Н. Триасовые лампроитоиды и лампрофиры (колымбаевский ком плекс) Восточно-Магнитогорской зоны Южного Урала: минералогия, геохимия и петрогенезис. Уфа. 1999. 127 с.

9. Тевелев Ал.В., Кошелева И.А. Геологическое строение и история развития Южного Урала (Восточно-Уральское поднятие и Зауралье) // Труды Лаборатории геологии складчатых поясов. М.: Изд-во МГУ. 2002. 124 с.

10. Тевелев А.В., Кошелева И.А., Попов В.С. и др. Палеозоиды зоны сочленения Восточного Урала и Зауралья // Труды лаборатории геологии складчатых поясов (вып. 4) / Ред. А.М. Никишин. М.: Геол. фак. МГУ, 2006. 300 с.

11. Тевелев А.В., Кошелева И.А., Фурина М.А., Беляцкий Б.В. Триасовая геодина мика Южного Урала в свете новых изотопных данных // Общие и региональные проблемы тектоники и геодинамики: В 2 т. М.: ГЕОС, 2008. С. 317–321. (Материалы XLI тектонич. совещ.;

Т. 2).

Арк.В. Тевелев1, В.С. Федоровский2, В.Е.Коварская Гляциотектонические валунно-глыбовые покровы Приольхонья На плоских водораздельных плато и долинных террасах северо западного Приольхонья широко распространены специфические гиган токластовые валунно-глыбовые образования, представленные развала ми кварцитов различного облика, иногда с участием пород другого ли тологического состава. Необычность облика и характера распростране ния этих образований представляют собой серьезную проблему, по скольку современные геологические процессы на территории Приоль хонья не могут рассматриваться в качестве реальных механизмов фор мирования гигантских глыб, их литологической селекции, транспорта и аккумуляции. Детальными полевыми исследованиями на территории всего Приольхонья мы постарались выявить основные черты строения крупноглыбовых кварцитовых покровов, характер их площадной измен чивости;

обнаружить источники обломочного материала, соотношения с другими типами новейших отложений и морфологией территории и, оп ределив, таким образом, их место в региональной структуре, предполо жить возможные способы их образования.

Преобладающими породами валунно-глыбовых покровов являются мономинеральные (около 65%) и слюдистые (25%) кварциты преимуще Геологический факультет Московского государственного университета им. М.В.

Ломоносова (МГУ), Москва, Россия Гелогический институт (ГИН) РАН, Москва, Россия ственно серого цвета, прочные и массивные. Кроме того, в развалах присутствуют в незначительных количествах валуны и глыбы местных пород (до 3%), их количество уменьшается в юго-восточном (попереч ном) направлении, от Приморского к Обручевскому разлому. В кварци товых развалах нижних элементов рельефа – фактически в долинах со временных водотоков – увеличено содержание хорошо окатанных об ломков розового (12%) и белого (6%) жильного кварца, имеющих, веро ятно, аллювиальное происхождение.

Размер обломков варьирует от многометровых глыб до крупной гальки, для каждого местонахождения характерен свой медианный раз мер обломков. В целом, сортированность материала по крупности сред няя. В большинстве случаев обломки окатаны или оглажены. Окатан ность материала увеличивается с уменьшением размеров кластов, но при этом и среди сравнительно крупных обломков встречаются хорошо окатанные разности. Форма обломков разнообразна, причем она не свя зана с их размерами. Изометричные, уплощенные и удлиненные облом ки встречаются во фракциях любой крупности.

Механизмы окатывания обломков остаются в целом неясными. На личие округлых в сечении и удлиненных – до многометровых столбооб разных – «валунов» может свидетельствовать о первоначально тектони ческой природе их облика. Похоже, что многие обломки, в том числе ги гантские, первоначально сепарировались из коренных массивов как цельные будины, межкливажные литоны, части зеркал скольжения и стенок отрыва и пр. О первичной тектонизации глыбовых источников свидетельствуют как правильная граненная, в том числе цилиндрически граненная, форма многих глыб, так и постоянное присутствие глыб с зеркалами скольжениями на гранях, с выраженной линейностью на гладких поверхностях, грубой бороздчатостью и пр. В некоторых случа ях бороздчатость на гранях кварцитовых и кварцевых глыб подобна ледниковой штриховке. Более того, многие удлиненные глыбы имеют полукруглое сечение, и напоминают фрагменты крупномасштабных ледниковых борозд.

Пространственное распределение обломков, как правило, неравномер ное. Преимущественной формой их распространения являются струи – единичные, морфологически подобные сглаженным ледниковым озам и иногда множественные, похожие на плоские пролювиальные конусы.

Материал в последних резко пространственно дифференцирован. На блюдаются пологие широкие гребни, полностью сложенные грубообло мочным кварцитовым материалом, полосы дискретного распределения глыб (развалы), и полосы, практически лишенные грубообломочного материала. В целом, размер обломков исключает их транспорт речными потоками, подобными по масштабам и водности современным рекам и ручьям Приольхонья.

Наиболее крупные местонахождения рассматриваемых образований наблюдаются вблизи Главного уступа зоны Приморского разлома, дуб лирующей раннепалеозойский коллизионный шов и представленной в современной структуре крутонаклонным блоком катаклазитов и бласто милонитов шириной в несколько сотен метров. Валунно-глыбовые раз валы расположены на относительно ровных поверхностях, поперечных к уступу поднятых блоков и разделяющих их плоских долин в Черноруд ской зоне, зоне Тонта и в долине Анги, а также в центральной водораз дельной зоне. В большинстве случаев удается проследить их связь с по токами и каналами, полностью или частично прорезающими зону При морского разлома. По отношению к современным базисам эрозии соот ветствующие долины подвешены на разных уровнях. Сухие каналы вы ходят прямо на поверхность поднятых блоков (вероятно, среднеплей стоценового возраста) или даже приподняты относительно них. Во мно гих случаях ущелья в Главном уступе слабо выражены в рельефе, по скольку в значительной мере заполнены глыбами кварцитов, образую щих перед каналами крутые конусы выноса, мощность которых оцени вается первыми десятками метров непосредственно около каналов и первыми метрами в периферических частях конусов. Непосредственно в узких каналах кварцитовые глыбы имеют размер до 6–8 м и сопровож даются глыбами тектонитов из окружающих пород коллизионного шва.

На некотором удалении от уступа все породы, кроме кварцитов, от носительно быстро исчезают. За пределами основных конусов кварци товые развалы прослеживаются отдельными рукавами на расстоянии в первые километры и сопровождаются зонами вторичного рассеивания кластов. В областях локализации кварцитовые покровы занимают ис ключительно верхнее положение, перекрывая все другие образования, в том числе плейстоценовый манзурский аллювий, развитый на средневы сотных элементах рельефа и верхнеплейстоценовый аллювий современ ных долин.

В каналах с современными водотоками скопления кварцитовых глыб слагают высокую террасу, в которую врезаны современные русла. Тер расы выдвинуты из каналов во впадину перед Главным уступом, в их периферических частях крупные класты заключены в мелкоземистый матрикс. Несмотря на заметное уменьшение количества крупных об ломков в породах речных террас по мере их удаления от Главного усту па, развалы кварцитовых глыб и валунов наблюдаются в большинстве долин бассейнов Кучелги и Анги, где они издревле активно использова лись для строительства загонов и фундаментов построек.

Источником материала для кварцитовых покровов являются в боль шинстве случаев коренные кварциты анайской свиты палеопротерозоя фундамента Сибирской платформы, локализованные в тылу Главного уступа (и всей зоны Приморского разлома). Наиболее доступно для изу чения они обнажены в долине Анги, примерно в полутора километрах северо-западнее коллизионного шва. В целом, кварцитовые стенки про слеживаются вдоль всего Главного уступа, и образуют, видимо, само стоятельный сбросовый уступ, аналогичный по природе Главному. В тех местах, где стенки анайских кварцитов не сформированы или плохо об нажены, нет и кварцитовых развалов в долинах Приольхонья. Среди ме таморфических комплексов, образующих коллизионный коллаж При ольхонья, присутствуют кварциты, близкие по облику к анайским, одна ко они практически не образуют таких обширных и мономиктовых по составу полей рассеяния.

Механизмы транспорта и разноса кварцитового материала остаются загадочными. Вынос таких масс крупнообломочного материала может быть связан только с крупномасштабными событиями. Отсутствие в ре гионе доказанных конечных и донных морен уменьшает вероятность се парации и транспорта глыб покровными ледниками. Тем не менее, раз витие в Северо-Западном Прибайкалье горных оледенений не исключе но и многие исследователи прямо указывают на признаки их существо вания в пределах Приморского и Байкальского хребтов. Учитывая, что долинные кварцитовые покровы имеют голоценовый, послеледниковый, возраст, можно прийти к выводу, что роль ледниковой сепарации и транспорта материала могла бы сводиться к накоплению глыбового ма териала в замкнутых или полузамкнутых резервуарах типа закрытых ледниковых цирков (карров) в понижениях между древним (кварцито вым) и современным (Главным) уступами Приморской разломной зоны.

Их последующий разнос может быть связан с сейсмическим вскрытием резервуаров в области Главного уступа и выносом глыб сейсмоселевы ми потоками.

Последовательное продвижение глыбовых потоков от Главного ус тупа к береговой линии Байкала и их площадное рассеяние имело пуль сирующий характер, связанный со сложной историей формирования со временной, т.е. рифтовой, структуры и морфологии в центральной и се верной частях Байкальской впадины. Быстрое появление и развитие це лых рифтовых зон, составляющих их полуграбенов разной полярности и разномасштабных связующих – аккомодационных – структур приводило к быстрым изменениям базисов эрозии, формированию тектонических уступов и перемычек, перед которыми последовательно аккумулирова лись первоначально гляциальные кластиты и прорывы которых, вероят но, тоже тектонические по природе, давали возможность для быстрого продвижения накопленного материала подходящими транспортными агентами. Эти обстоятельства заставляют предполагать комбинирован ный генезис кварцитовых покровов Приольхонья и по главным меха низмам формирования считать их гляциотектоническими.

Работа поддержана РФФИ, проект №08-05-00177-а.

Арк.В. Тевелев Тектонические обстановки формирования новейшей структуры и рельефа Южного Урала Современному этапу рельефообразования на Южном Урале предше ствовал длительный период послепалеозойской рецессии, завершив шийся лишь в позднем кайнозое. Как и в большинстве других внутри плитных орогенов, геодинамическая сущность процессов, менявших структуру региона после герцинской орогении, остается до сих пор в де талях неизвестной. Важно, однако, что оставаясь все это время частью единой континентальной плиты, территория Южного Урала в своем раз витии была синхронизирована с активными событиями, происходивши ми внутри плиты и на ее окраинах.

Коллапс палеозойского орогена. «Платформенный» этап в истории региона начался, видимо, в поздней юре, после завершения коллизион ного развития Палеоурала (поздняя пермь), прекращения активных дви жений в предгорном прогибе на фронте горно-складчатого сооружения (конец перми) [2], раскрытия (триас – ранняя юра) и схлопывания (ран няя – средняя юра) рифтовых бассейнов в его тылу и окраинных бассей нов к западу и юго-западу от него. Удивительной особенностью Палео уральского горного сооружения была его явная асимметрия, выразив шаяся в том, что пермо-триасовые молассовые прогибы формировались только к западу от орогена. Возможно, это было связано с синхронным рифтингом на огромных территориях к востоку от Южного Урала и блокированием рифтовыми постройками восточного сноса материала, как это происходит, например, в современной Байкальской рифтовой системе. Завершение рифтового режима привело к немедленной общей транспрессии региона, интенсивность которой была очень значительна.

Геологический факультет Московского государственного университета им. М.В.Ло моносова (МГУ), Москва, Россия Однако уже в поздней юре начался коллапс горного сооружения, вы шедшего, видимо, из режима двухстороннего сжатия, и в его межгорные впадины ингрессировало море. В меловое время горного сооружения уже не существовало, за отсутствием, видимо, поддерживающих рельеф значительных стрессов. Обширные морские бассейны к востоку и к запа ду от Южного Урала соединялись сетью мелководных проливов, к кото рым стягивалась преимущественно меридиональная речная сеть региона.

Этим деформационным условиям, которые можно условно назвать платформенными, соответствовал малоамплитудный равнинный рельеф, с преимущественно озерно-аллювиальным режимом аккумуляции, при относительно редких морских ингрессиях. Такой режим рельефообразо вания существовал до олигоцена. В олигоцене, скорее всего в его конце, Южный Урал оказался включенным в коллизионный коллаж восточной части Альпийско-Гималайского пояса, и далее все основные этапы его структурно-морфологической истории четко коррелируются с фазами альпийских деформаций коллизионной области.

Альпийское возрождение. Олигоцен-миоценовое время – время дифференциации региона и первого, еще иногда морского, но уже опре деленно молассового осадконакопления. Поднятия региона происходили в это время примерно в тех же структурных границах, что и современ ные. Южный и Средний Урал представляли собой две пологие дуги, из которых южноуральская была выгнута на запад, а среднеуральская – на восток, под эти дуги плавно пододвигались комплексы фундамента, а над ними образовывались передовые прогибы или предгорные впадины.

Осадконакопление в этих бассейнах было преимущественно континен тальным, временами даже паралического типа. На фронте Южного Ура ла, на его западной окраине, это был Кумертауский угленосный бассейн, а на фронте Среднего Урала, на его восточной окраине, Лозьвинский буроугольный бассейн [6]. Позднее осадки предгорных бассейнов были смяты в системы относительно пологих, но асимметричных складок, об лик и структура которых соответствует условиям левосторонней транс прессии – косого блокового сжатия с ограничивающими фронтальными сдвиговзбросами. Они однотипны на обоих флангах горного сооруже ния и отвечают симметричным двусторонним условиям косой конти нентальной субдукции. До настоящего времени остается неизвестным, совпадает ли эта тектоническая фаза с событиями, которые привели к складчатости основных моласс в Сакмаро-Уральской области и Преду ральском прогибе (традиционные представления о ведущей роли соля ной тектоники в образовании этих систем линейных складок в настоя щее время не кажутся адекватными;

скорее, эти крупные, правильной формы структуры образованы в обычной для голоморфной складчатости обстановке сжатия). Мы склоняемся к идее трех эпох послегерцинского тектогенеза – позднекиммерийской, штирийской и плиоценовой (рон ской, валахской).

Во внутренних частях региона важнейшим тектоническим событием этого миоцена было отделение западного блока Южного Урала от вос точного и образование вдоль их границы, к западу и к востоку от Урал тау, систем присдвиговых впадин (Белореченской, Тирлянской, Верхне кизильской, Сакмаро-Таналыкской и других менее значительных по размерам). Этот этап в традиционных геоморфологических построениях [3] рассматривается как время расширения долин и образования миоце новых педипленов. В целом, на территории орогена формировался ам плитудный эрозионно-аккумулятивный рельеф;

преобладали речная и озерная аккумуляции. По стилю развития в миоценовое время Южный Урал строго соответствует общей эволюции Паратетиса [1], а в тектони ческом смысле подобен классическим регионам внутриплитной транс прессии – горам Юра и Юго-Западному Гиссару, где в это же время происходила продольная дифференциация орогенов и образование осе вых присдвиговых впадин [4].


Плиоценовая революция. В плиоцене (видимо, во второй его поло вине) и эоплейстоцене регион испытал главную фазу альпийского текто генеза – синхронно с передовыми и межгорными прогибами восточной части Альпийско-Гималайского пояса. Сооружение Южного Урала окончательно разделилось на приподнятую западную и относительно опущенную восточную половины, граница которых передвинулась на восток, от поднятия Уралтау на Фронтальные хребты. Обособление За падно-Уральского блока обеспечивалось развитием двух встречных поддвиговых систем – западной вдоль Бельской впадины и всего запад ного фаса Южного Урала, и восточной – к востоку от Фронтальных хребтов. Их седиментационная судьба оказалась различной. Западная система впадин, наложенная на эпигерцинский краевый прогиб, оказа лась залитой грандиозной акчагыльской трансгрессией. В восточной зо не сформировалась область устойчивого погружения перед системой Фронтальных хребтов, гомологичная предгорному прогибу, в которую мигрировали с востока мощные потоки восточно-уральских палеорек (вероятно, с южным стоком), которые, при отмирании, рассыпались в цепочки озерных котловин. Рельеф области, расположенной между Фронтальными хребтами и Копейской шовной зоной, ограничивающей с востока Урало-Тобольское плато, был в значительной степени запеча тан аллювиально-озерными и делювиально-озерными толщами. Такой режим осадконакопления сохранялся и в раннем неоплейстоцене. В ре зультате, ко второй половине раннего квартера в области современного восточного склона Южного Урала был сформирован субстрат для по следующего рельефообразования, включающий в разной степени изме ненные комплексы фундамента, спорадически распространенные юр ские, меловые, палеогеновые и миоценовые толщи, а также более мощ ные и широко распространенные плиоцен-эоплейстоценовые комплексы.

Плейстоценовая перестройка. Следуюшая структурная перестройка территории восточного склона приходится на второю половину раннего – средний неоплейстоцен (пасаденская тектоническая фаза). С этого времени начал формироваться современный рельеф Южного Урала. В его структуре обособились системы линейных активных поднятий (структурных дуг), опирающихся на ремобилизованные надвиговые и сдвиго-надвиговые структуры фундамента. Постепенно формировалось осевое транспрессивное поднятие, оформились заметные склоны и, в ре зультате, была перестроена эрозионная сеть региона. Важным свиде тельством неординарной тектонической активности этого времени яв ляются сейсмиты – своеобразные деформационные структуры, обра зующиеся при сейсмических ударах в водонасыщенных породах, обна руженные в отложениях главном образом нижней половины среднего неоплейстоцена. Они свидетельствуют об относительно устойчивой, причем сильной (М7) сейсмичности этого времени [5].

Таким образом, в течение альпийского тектонического этапа Южный Урал входил в динамический ансамбль Индо-Азиатской коллизионной об ласти и в своем развитии испытал все основные фазы альпийского текоге неза. В середине миоцена Южный Урал, как и прочие структуры восточ ной части Альпийско-Гималайского пояса, начал постепенное воздымание и отделился от огромной эпипалеозойской платформы;

во второй полови не плиоцена были деформированы краевые осадочные бассейны и нача лось более резкое поднятие региона;

в среднем плейстоцене новая фаза деформаций создала современный структурный план Южного Урала, при вела к массовой перестройке гидросети, развитию сейсмичности и форми рованию микро- и макродислокаций в четвертичных рыхлых отложениях.

В позднем плейстоцене долины региона приобрели современные очертания. Сформированные к настоящему времени морфологические зоны приурочены к крупным геологическим структурам, их конфигура ция в значительной степени отражает тектонические особенности суб страта. Однако вертикальная зональность рельефа практически полно стью определяется новейшими альпийскими движениями, контроли рующими гипсометрическое положений тектонических единиц фунда мента. Поэтому и региональный, и локальный рельеф в регионе отража ет сложное сочетание структурных, литоморфных и неотектонических факторов.

Литература 1. Гончарова И.А., Щерба И.Г. Паратетис в конце раннего – среднем миоцене и его связи с окружающими бассейнами // Стратиграфия. Геол. корреляция, 1997. Т. 5, №3. С. 102–107.

2. Мизенс Г.А. Седиментационные бассейны и геодинамические обстановки в позднем девоне–ранней перми юга Урала. Екатеринбург. 1962. 189 с 3. Сигов А.П. Металлогения кайнозоя и мезозоя Урала. М.: Недра, 1969. 296 с.

4. Тевелев А.В. Сдвиговая тектоника. М.: Изд-во МГУ, 2005. 254 с.

5. Тевелев А.В., Шилова Г.Н., Георгиевский Б.В., Гаврилова Е.В. Четвертичные отложения восточного склона Южного Урала // Бюл. МОИП. Отд. геол. Т. 81, вып. 1.

2006. С. 37–51.

6. Яхимович Н.Н. Стратиграфия плиоценовых и четвертичных отложений вос точного склона Южного Урала и вопросы их корреляции с отложениями западного склона и Приуралья // Четвертичный период Сибири. М.: Наука, 1966. С. 109–116.

Е.Н. Терехов1, А.С. Балуев1, Е.С. Пржиялговский Структурное положение и форма даек – как источник информации об их генезисе (на примере разновозрастных даек Кольского полуострова) На территории Кольского полуострова известно большое количество дайковых комплексов различного возраста. Обсуждаемые в докладе дайки образовывались в условиях хрупких или хрупкопластичных де формаций и метаморфизованы слабее вмещающих пород. Их возраст не всегда строго установлен. Имеются отдельные определения, которые распространяются на те или иные комплексы, но и они не всегда надеж ны. Хотя по химическому составу многие комплексы хорошо выделяют ся и идентифицируются. Прежде всего это касается обширной группы щелочных даек палеозойского возраста. Определений радиологического возраста по ним почти нет, но они довольно уверенно благодаря своему составу и форме (о чем будет сказано особо) сопоставляются с массива ми Кольской щелочной провинции, имеющими возраст 380–360 млн лет [3]. Также щелочными, но калиевой серии являются дайки лампроитов Порьей губы Кандалакшского залива с возрастом 1710 млн лет [6]. Воз растной диапазон даек толеитового состава более обширен. На Мурман ском берегу встречаются дайки, метаморфизованные в амфиболитовой фации, но сохранившие идиобласты (до 10 см) лабрадора. По соотноше Геологический институт (ГИН) РАН, Москва, Россия ниям с другими дайками – это, вероятно, позднеархейские образования.

Известно, что древнейшие дайки Канадского щита с возрастом 2. млрд лет, также отличаются от других более молодых даек наличием вкрапленников плагиоклаза [9]. Наиболее молодые дайки долеритов имеют девонский возраст.

Обычно считается, что дайки являются индикаторами режима гори зонтального растяжения, но наши исследования показали, что в отноше нии щелочных даек Кольского полуострова это утверждение не всегда верно. Так, дайки лампроитов Порьей губы, приуроченные к трещинам СЗ простирания с крутым падением на запад, занимают кососекущее по ложение к раннепротерозойским структурам тектонического расслаива ния, которые здесь полого падают на восток. По характеру смещения наиболее поздних геологических образований, предшествующих лам проитам – пегматоидным гранитам, установлено, что трещины, к кото рым приурочены дайки, являлись взбросами, сформировавшимися в об становке горизонтального сжатия. Форма лампроитовых даек весьма прихотливая. Обычная их мощность около 1–3 м, но иногда наблюдают ся раздувы (до 10 м) и по простиранию они не выдержаны. В раздувах встречаются ксенолиты местных пород и так называемые «отщепы» по краям даек. Вмещающие породы (габбро-анортозиты и гранулиты) представлены полосчатыми разностями, поэтому наиболее заметные го ризонты прослеживаются от одного обломка к другому и в раму. Можно предполагать, что в большинстве случаев эти обломки не смещены.

Объяснить это с позиции внедрения жидкой магмы, которая стремилась к поверхности, активно продвигаясь по трещинам, довольно трудно.

Лампроиты хорошо раскристаллизованы даже в миллиметровых апофи зах, что также указывает на какие-то особые условия их формирования.

Девонские щелочные дайки имеют еще меньшую мощность, обычно это 40–70 см., редко достигая 2–3 м. Они занимают различные струк турные позиции. Во-первых, они встречаются в обрамлении и собствен но в массивах щелочных пород (Хибины, Ловозеро, Ковдор, Вуориярви и т.д.). Как правило, их ориентировка радиальная по отношению к мас сивам. Во-вторых, часть даек приурочена к Хибино-Контозерской тек тонической зоне и имеет с ней согласное северо-восточное простирание.

Самое интересное структурное положение имеют дайки третьей группы, приуроченные к рифтогенной структуре Кандалакшского залива. Здесь выделяется системы дуговых разломов, которые вероятно отражают этапы роста (пропагации) Онежско-Кандалакшского рифта [5]. Именно к этим разломам приурочены изолированные группы (кусты) даек. Ха рактерной особенностью даек Кандалакшского залива являются их ко ленообразные изгибы. Первоначально создается впечатление, что это поздние сдвиги смещающие дайки, но при более внимательном изуче нии оказывается, что это они формировались по системе трещин, кото рые раскрывались синхронно с основным направлением внедрения, пре доставляя пространство для материала дайки [7].


Дайки СВ берега Кандалакшского залива имеют преимущественно левый изгиб, а ЮЗ берега – правый, что соответствует динамической паре в сдвиговой зоне. Анализ трещиноватости позволил нам сделать вывод о том, что и девонские дайки внедрялись в обстановке преимуще ственного сжатия с горизонтальной или косо ориентированной пологой осью сжимающих напряжений [5, 7]. Проявления щелочного магматиз ма почти всегда связываются с рифтогенезом, т.е. с режимом горизон тального растяжения. Тем не менее, форма щелочных массивов, как пра вило, напоминающих трубки взрыва [2], и указанные особенности щелоч ных даек не укладываются в эту упрощенную схему. Известно, что обста новка сжатия может возникнуть в лежачем крыле пологого сброса, кото рый является структурой регионального растяжения в верхней коре.

Можно думать, что в девонское время блок Кольского полуострова по от ношению к разлому Карпинского являлся лежачим крылом сброса, кото рый контролировал прогибание на шельфе Баренцева моря [1].

Разновозрастные дайки толеитового состава различаются по степени метаморфизма и составу, тогда как по форме, мощности (до десятков метров) и протяженности (сотни метров и километры) их трудно разли чить, и в этом они принципиально отличаются от даек щелочного соста ва. Большая часть даек этого типа расположена в пределах Мурманского блока. Это объясняется не только хорошей береговой обнаженностью, но и близостью к долгоживущей зоне разлома Карпинского. Вдоль ее простирания известно не менее четырех возрастных генераций даек, но все они сгруппированы в отдельные кусты или рои, тогда как между этими кустами по простиранию разлома отмечаются участки, где этих даек практически нет. Например, известны участки массового проявле ния разновозрастных даек: Немецкая Губа, устье р. Воронья, Ивановская губа. В большинстве случаев толеитовые дайки расположены в гранито гнейсах, где они образуют отрицательные формы рельефа и поэтому плохо обнажены. Иногда, исследователи по результатам дешифрирова ния аэрофотоснимков или по картам магнитной восприимчивости, про тягивают эти дайки на многие километры или даже десятки, но эти дан ные не всегда достоверны.

В тех случаях, когда толеитовые дайки прорывают рифейские отло жения, они образуют положительные формы рельефа. Подобные дайки известны на п-овах Варангер и Средний и в губе Ивановская. Ранее счи талось, что толеиты, рвущие рифейские комплексы, близки им по воз расту. Рифейский возраст предполагался и для большинства даек толеи тового состава Мурманского блока. Однако в последние годы появились новые данные по изотопному датированию, что привело к пересмотру этих взглядов. Большая часть даек в настоящее время считается палео протерозойскими [8], а выделяемые по составу и метаморфизму группы стали коррелироваться с вулканитами Печенгской структуры – наиболее изученного объекта этого региона [4]. Для даек, прорывающих рифей ские толщи, предполагается девонский возраст. Они образуют стенооб разные формы рельефа, а при переходе в граниты – каньоны.

На современном уровне изученности можно предполагать, что в позднем девоне на Кольском полуострове имело место одновременное развитие щелочного и толеитового магматизма. Почти полное отсутст вие каких-либо осадков в пределах Мурманского блока затрудняет зада чу определения времени эксгумации его глубинных пород. Наличие же даек палеопротерозойского или даже позднеархейского возраста – инди каторов относительно хрупких деформаций, может указывать на то, что породы современного уровня эрозии уже с позднего архея находились вблизи поверхности Земли. Т.е. эта структура огромный период времени являлась крайне консервативной, не испытывавшей вертикальных движе ний. Обстановка горизонтального сжатия, которая фиксируется для ще лочных даек, являлась определяющим фактором для породообразующего процесса. В отличие от толеитовой магмы, существовавшей в виде жид кости, щелочная таковой не являлась, а представляла собой флюидную систему, которая в случае открытых трещин покидала земную кору и только в условиях горизонтального сжатия, препятствующего выходу флюидов к поверхности, происходило формирование щелочных пород.

Работа выполнена при финансовой поддержке проекта РФФИ № 09 05-00812, Программы ОНЗ РАН № 10 и НШ -651.2008.5.

Литература 1. Балуев А.С., Терехов Е.Н. Разноглубинные ксенолиты из девонских интрузий Кольского полуострова – ключ к расшифровке палеодинамических условий прояв ления щелочного магматизма // Докл. РАН. 2006. Т. 406, №5. С. 651–655.

2. Белов С.В., Бурмистров А.А., Фролов А.А. Тектоническая позиция, тектонофи зические условия формирования и рудоносность массивов ультраосновных щелоч ных пород и карбонатитов // Отечественная геология. 1999. № 1. Р. 24–32.

3. Крамм У., Когарко Л.Н., Кононова В.А. Средний и поздний девон – краткий период магматической активности в палеозойской Кольской щелочной провинции:

Rb-Sr исследования // Магматизм рифтов и складчатых поясов. М.: Наука, 1993.

С. 148–168.

4. Магматизм, седиментогенез и геодинамика Печенгской палеорифтогенной структуры / Ред. Ф.П.Митрофанов, В.Ф. Смолькин. Апатиты: КНЦ РАН. 1995. 258 с.

5. Моралев В.М., Балуев, А.С., Пржиялговский Е.С., Терехов Е.Н. Геохимия РЗЭ и зональность размещения щелочных пород Беломорского дайкового пояса как свиде тельства пропагации Кандалакшского палеорифта // Геохимия. 2002. №5. С. 499–512.

6. Никитина Л.П., Левский Л.К., Лохов К.И., Беляцкий Б.В., Журавлев В.А., Лепе хина Е.Н., Антонов А.В. Протерозойский щелочно-ультраосновной магматизм вос точной части Балтийского щита // Петрология. 1999. Т. 7, № 3. С. 252–275.

7. Пржиялговский Е.С., Моралев В.М., Балуев А.С., Ларин Н.В., Терехов Е.Н. Но вые данные о структурном контроле даек среднепалеозойских щелочных пород бе ломорского пояса. //Изв. вузов. Геология и разведка. 1996. №5. С. 3–10.

8. Федотов Ж.А., Марчук Т.С. Раннепротерозойский Баренцевоморский дайково силловый долеритовый комплекс: петрология и реконструкция геодинамического ре жима (Кольский полуостров)// Актуальные проблемы геологии докембрия, геофизики и геоэкологии. Материалы XVIII молодеж. науч. конф. СПб: ИГГД, 2007. С. 79–82.

9. Condie K.C., Bobrov D.J., Card K.D. Geochemistry of Precambrian mafic dykes from the Southern Superior Province of the Canadian Shield // Geol. Assoc. Canad. Spec.

Paper. 1986. Vol. 34. P. 95–108.

Д.С. Толстобров1, В.В. Колька Геологические признаки и причины миграции береговой линии Кандалакшского залива Белого моря в районе поселка Энгозеро (Северная Карелия) Береговая линия Кандалакшского залива на протяжении голоцена испытывает в целом регрессивное перемещение. Причиной этого явля ется гляциоизостатическое воздымание северо-восточной части Балтий ского щита. В поздневалдайское время территория Балтийского щита была покрыта мощным слоем льда. Земная кора, находящаяся подо льдом, прогибалась под его тяжестью. Затем ледник начал таять, при этом в пределы Балтийского щита стало наступать море из-за повыше ния своего уровня за счет талых вод. Уровень моря значительно повы сился в позднеледниковое время, а континент еще не начал интенсивно подниматься из-за снятия ледниковой нагрузки, поэтому произошло глубокое внедрение моря в пределы суши. Но затем поднятие континен та стало преобладать над трансгрессией моря, и его береговая линия на чала отступать. Процесс гляциоизостатического поднятия здесь длится уже более 10000 лет, что фиксируется графиками относительного пере Апатитский филиал Мурманского государственного технического университета (АФ МГТУ), Апатиты, Россия Геологический институт Кольского научного центра (ГИ КНЦ) РАН, Апатиты, Россия мещения береговой линии Кандалакшского залива, построенными на основании изучения и датирования разрезов донных отложений озер.

В целом, при изучении донных отложений озер, расположенных на побережье, можно встретить пять типов фаций, которые отражают раз личия в условиях осадконакопления [1].

1. Осадки фации позднеледникового приледникового озера (I) обычно представлены неслоистой глиной, или неясно слоистой алеври тистой глиной или ленточной глиной.

2. Осадки фации переходной зоны от пресноводных к морским ус ловиям седиментации (II) представлены переслаиванием песка или алеврита с органическим материалом (содержание органики достигает 60 %) и чистого алеврита или песка. Иногда интервалы с органическим материалом полностью представлены разложившейся органикой. Мощ ность слойков с органикой колеблется от 0.5 до 1.5 см. В верхних частях интервалов разреза, соответствующих этой фации, встречаются единич ные обломки раковин.

3. Осадки фации, соответствующей морским условиям (III) пред ставлены как минеральным, так и органическим материалом. Минераль ные осадки – это алеврит и песок разнозернистые. Органические осадки – это слои раковин, а также отдельные раковины и их фрагменты, распространенные в алеврито-песчаных осадках.

4. Осадки фации переходной зоны от морских к озерным отложе ниям (IV) в разрезах значительно различаются по мощности и литоло гически. В некоторых разрезах переходная зона отсутствует. Наиболее характерными для переходной зоны являются осадки серого или корич невого цвета различных оттенков, представленные переслаиванием гит тии и алеврита, а также градационнослоистой, неслоистой, неяснослои стой гиттией или алевритистой гиттией.

5. Осадки фации пресноводного озера (V) обычно представлены черной, темно-коричневой гиттией. В некоторых разрезах в верхних частях гиттии присутствуют неразложившиеся растительные остатки или гиттия сменяется торфом.

В 2008 г. проведено бурение 11 озер в районе пос. Энгозеро, распо ложенных на абсолютных отметках от 5.7 до 72.6 м над уровнем моря. В результате работ было выявлено, что в озерной котловине 3, располо женной на абсолютной отметке 31 м над уровнем моря, разрез вскрыл озерные осадки (фация V), переходную зону (фация IV) от морских к пресноводным осадкам и морские осадки (фация III). Переходная зона четко проявлена в интервале абсолютных высот 26.15–26.35 м, оконча тельно определить ее интервал станет возможным после проведения диатомового анализа. В озере 4, с абсолютной отметкой 56 м над уров нем моря, выявлена последовательность фаций III–IV–V, переходная зо на проявлена в интервале абсолютных высот 52.46–52.56 м. Изучение осадков озерной котловины 5, расположенной на высоте 45 м над уровнем моря, выявило следующую последовательность фаций III – IV – V. Пере ходная зона находится в интервале абсолютных высот 39.57–39.66 м.

В озерной котловине 6 с абсолютной отметкой 6 м над уровнем моря бурением вскрыты морские (фация III), осадки переходной зоны (фация IV), озерные осадки (фация V). При описании керна из озера 7 с абсо лютной отметкой 23 м над уровнем моря была выявлена следующая по следовательность фаций III – IV – V, переходная зона расположена в ин тервале абсолютных высот 18.66–18.88 м. В озере 8 с абсолютной от меткой 57 м над уровнем моря бурением вскрыта следующая последова тельность осадков: морские (фация III), осадки переходной зоны (фация IV) (зона расположена в интервале абсолютных высот 50.22–50.33 м), пресноводные озерные осадки (фация V).

В озере 10 с абсолютной отметкой 14 м над уровнем моря обнаруже ны морские (фация III) и озерные отложения (фация V). Переходная зо на четко не обнаружена, о ее точном расположении можно будет сказать после проведения диатомового анализа. В озере 11 с абсолютной отмет кой 5.7 м над уровнем моря залегают морские (фация III) и современные озерные отложения (фация V). Переходная зона, так же как и в преды дущем озере, четко не обнаружена, о ее точном расположении можно будет сказать после проведения диатомового анализа. Во всех вышеопи санных озерах отмечены морские отложения, что свидетельствует о том, что на территории этих озер в то или иное время на определенной высо те было море. При дальнейшем гляциоизостатическом поднятии терри тории эти депрессии отчленялись от моря, и в них уже происходило на копление пресноводных осадков. Установив в донном осадке озера пе реходную зону между морскими и пресноводными седиментами, дати ровав ее радиоуглеродным методом, а также определив высотное поло жение порога стока из озера, можно достаточно точно установить поло жение уровня моря в конкретное время.

В керне озерной котловины 1, расположенной на абсолютной отмет ке 55 м, установлены только озерные органогенные отложения, сапро пели (гиттия) (фация V), которые залегают на мореных отложениях.

Также в озере 2 с абсолютной отметкой 14.6 м над уровнем моря пере ходная зона визуально не была обнаружена. Бурением вскрыты осадки фации V. Для озер 1 и 2 последовательность таких фаций может быть связана с тем, что во время трансгрессии моря эти области были покры ты остаточными линзами льда и морские осадки здесь не откладыва лись.

В озерной котловине 9 с абсолютной отметкой 72.6 м над уровнем моря залегают лишь озерные отложения. По этим данным можно пред положить, что верхняя морская граница для данного района исследова ния располагается на высоте от 57 м до 72.6 м над уровнем моря.

В настоящее время радиоуглеродным методом определяются возраст отложений переходных зон. После радиоуглеродного датирования поя вится возможность построить кривую относительного перемещения бе реговой линии Кандалакшского залива для района поселка Энгозеро, которая станет учитываться при построении графика изобаз для северо востока Балтийского щита.

В районе Кандалакшского залива в голоцене на фоне гляциоизоста тического поднятия проявляются и собственно тектонические движения, причем нисходящие. Нисходящие тектонические движения здесь связа ны с эндогенной активностью такой геологической структуры, как Кан далакшский грабен. Предполагается, что Кольский полуостров и часть Карелии поднимаются куполообразно. Но, по ранее полученным дан ным [1], изобазы в районе Кандалакшского залива изгибаются и не секут Карельское побережье Белого моря, а идут вдоль него. Это и может служить обоснованием того, что на данной территории действует как гляциоизостатическая, так и тектоническая составляющая перемещения территории.

Литература 1. Колька В.В., Евзеров В.Я., Меллер Я.Й., Корнер Д.Д. Послеледниковые гляцио изостатические поднятия на северо-востоке Балтийского щита // Новые данные по геологии и полезным ископаемым Кольского полуострова / Ред. Ф.П. Митрофанов.

Апатиты: КНЦ РАН, 2005.С. 15–25.

М.Д. Томшин1, А.В. Округин Проявления высокотитанистых долеритов в дайковых поясах базитов Северо-Азиатского кратона как индикатор связи с кимберлитообразованием На Сибирской платформе широко развиты рои базитовых даек раз ных возрастов [1, 2, 4, 5,]. Формирование позднедокембрийских и сред непалеозойских дайковых поясов связано с заложением ветвей 3-луче Институт геологии алмаза и благородных металлов СО РАН, г. Якутск, Россия вых рифтовых систем [3], а пермско-триасовые рои даек – сопряжены с трапповыми извержениями. Базитовые рои даек сложены долеритами толеитового и субщелочного рядов, реже трахидолеритами. При деталь ном минералого-геохимическом изучении базитовых тел по протяжен ности и поперечному сечению дайковых поясов нами была установлена закономерность повышения TiO2, K2O, P2O5, РЗЭ в базитах (дайках и силлах), расположенных в пределах кимберлитовых полей (таблица).

В пределах Якутской кимберлитовой провинции кимберлитовый магматизм в фанерозое всегда тесно связан в пространственном и вре менном отношении с среднепалеозойскими и пермско-триасовыми бази товыми магматитами. Такие пространственно-временная и локальная геохимические зависимости базитов, занимающих огромные площади с относительно небольшими кимберлитовыми полями, очевидно могут быть использованы в качестве прогнозных признаков (рис. 1). Проблема взаимоотношения и последовательности формирования кимберлитов, базитов и иных платформенных магматитов в целом остается нерешен ной. В связи с этим, данную закономерность сопряженности повышения титанистости (наряду с K2O, P2O5 и РЗЭ) долеритов в локальных участ ках кимберлитовых полей в обширных пределах дайковых поясов авто ры предлагают рассматривать в свете глубинной парагенетической связи базитового и кимберлитового магматизма, обусловленной глубинно мантийными процессами плюмовой тектоники.

В Накынском кимберлитовом поле установлена ассоциация магмати ческих пород, включающая кимберлиты, базиты нормального и щелоч ного рядов и эксплозивные брекчии. Их становление происходило в де вон-карбоновое время. Магматическая деятельность в районе началась с внедрения базитов нормального ряда. Затем происходило формирование кимберлитов. В посткимберлитовое время возникли щелочные базиты и эксплозивные брекчии основного состава. Изотопными исследованиями установлено, что базиты щелочного типа Накынского кимберлитового поля нельзя рассматривать как производные щелочной оливин-базаль товой магмы.

При исследовании базитов Накынского кимберлитового поля среди многообразия установленных здесь основных пород была выделена группа высокотитанистых базитов. В этой группе пород количество окиси титана увеличивается в два раза по сравнению с типичным (2.3– 2.5 вес.% TiO2) его содержанием в базитах, располагающихся за преде лами контуров Накынского кимберлитового поля. Установлено, что в других районах (Мирнинское и Куойкское кимберлитовые поля), где ба зитовая и кимберлитовая магматические деятельности сопряжены в про странстве и во времени, в базитах количество TiO2 также увеличивается Рис. 1. Зависимость содержания TiO2 в долеритах в зонах развития Накынского (А), Мало-Ботуобинского (Б) и Куойкского (В) кимберлитовых полей на 1.0–2.5 %. Наряду с титаном в базитах, ассоциирующих с кимберли тами Накынского поля, увеличивается доля Р2О5, K2O, Zr, Nb, Y, Ta, Hf, а также Rb, Th, U, Ba, Sr и РЗЭ (рис. 2).

Также показано, что раннетриасовые базитовые дайки, развитые в пределах Хараулахского антиклинория – северной части Верхоянского Рис. 2. Распределение РЗЭ в долеритах нормированное к составу хондрита 1 – типичные (незалитые) и высокотитанистые (залитые значки) долериты в зоне развития Накынского кимберлитового поля;

2 – то же в пределах Куойкского ким берлитового поля;

3 – низко- и высокотитанистые долериты Харулахского антикли нория;

4 – долериты и трахидолериты Эбехаинского дайкового комплекса складчато-надвигового пояса – погруженной восточной окраины Севе ро-Азиатского кратона, представлены двумя группами долеритов толе ит-базальтового состава. Первая группа долеритов по химизму близка доминирующим на Сибирской платформе пермо-триасовым низкока лиевым покровным толеитам трапповой формации, а вторая группа до леритов характеризуется повышенным содержанием TiO2, K2O, P2O5, Ba, Sr, Nb, Zr и легких РЗЭ, содержание которых в 2–3 раза превышает со держание этих элементов в породах первой группы. Эти данные особенно актуальны с точки зрения установления фактов о возможной потенциаль ной алмазоносности триасовых отложений нижнего течения р. Лены.

Вышерассмотренные высокотитанистые долериты по своим геохи мическим особенностям приближаются к трахидолеритам, развитым в рифтогенных структурах в краевых частях Сибирской платформы. Од нако трахидолериты отличаются однородностью по всему дайкому поя су [2], более резким повышением содержаний TiO2, K2O, P2O5, легких РЗЭ и некоторым снижением магнезиальности пород относительно ас социирующих с ними долеритов (см. таблицу).



Pages:     | 1 |   ...   | 8 | 9 || 11 | 12 |   ...   | 14 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.