Студопедия

КАТЕГОРИИ:


Архитектура-(3434)Астрономия-(809)Биология-(7483)Биотехнологии-(1457)Военное дело-(14632)Высокие технологии-(1363)География-(913)Геология-(1438)Государство-(451)Демография-(1065)Дом-(47672)Журналистика и СМИ-(912)Изобретательство-(14524)Иностранные языки-(4268)Информатика-(17799)Искусство-(1338)История-(13644)Компьютеры-(11121)Косметика-(55)Кулинария-(373)Культура-(8427)Лингвистика-(374)Литература-(1642)Маркетинг-(23702)Математика-(16968)Машиностроение-(1700)Медицина-(12668)Менеджмент-(24684)Механика-(15423)Науковедение-(506)Образование-(11852)Охрана труда-(3308)Педагогика-(5571)Полиграфия-(1312)Политика-(7869)Право-(5454)Приборостроение-(1369)Программирование-(2801)Производство-(97182)Промышленность-(8706)Психология-(18388)Религия-(3217)Связь-(10668)Сельское хозяйство-(299)Социология-(6455)Спорт-(42831)Строительство-(4793)Торговля-(5050)Транспорт-(2929)Туризм-(1568)Физика-(3942)Философия-(17015)Финансы-(26596)Химия-(22929)Экология-(12095)Экономика-(9961)Электроника-(8441)Электротехника-(4623)Энергетика-(12629)Юриспруденция-(1492)Ядерная техника-(1748)

Тектонические структуры палеоокеанической (внутренней) части Уральской складчатой области




К востоку от Главного Уральского глубинного разлома (ГУГРа) размещается внутренняя (палеоокеаническая) часть уралид Уральской складчатой области, в которой с запада на восток выделяются следующие мегазоны: Тагило-Магнитогорская, Восточно-Уральская и Зауральская.

 

ТАГИЛО – МАГНИТОГОРСКАЯ МЕГАЗОНА

С запада эта крупнейшая структура граничит по ГУГРу с Центрально-Уральской мегазоной, а с востока – с Восточно-Уральской мегазоной. Общая протяженность ее от Полярного Урала до Южных Мугоджар составляет 2300 км при ширине, варьирующей в интервале 8-130 км. В литературе эта мегазона широко известна под названием Зеленокаменной полосы Урала или Тагило-Магнитогорского прогиба. С севера на юг в Тагило-Магнитогорской мегазоне обосабливаются несколько структурно-формационных зон: Щучьинская, Собско-Войкарская, Хулгинская, Тагильская, Магнитогорская, Западно-Мугоджарская.

Щучьинская зона (синклинорий). В пределах крайней восточной части Полярного Урала, носящей название Малого Урала, размещаются две палеозойские внутренние зоны – Щучьинская и Собско-Войкарская (рис.14). Первая занимает северную часть Малого Урала, вторая – южную. Обе зоны разделены группой древних дифференцированных поднятий, которые большинством авторов объединяются под единым названием «Собское поперечное поднятие». Последнее ограничивается с востока и северо-востока габбро-гибербазитовым массивом Сыум-Кеу, который вместе с его западным и восточным меланократовыми обрамлениями имеет название – Хадатинского офиолитового аллохтона. Последний окаймляет Щучьинскую зону с северо-запада и запада.

На крайнем юге Массив Сыум-Кеу погружается, Щучьинская зона надвинута по глубинному разлому непосредственно на древние толщи Собского поперечного поднятия, о чем свидетельствуют древние гнейсы, вскрывающиеся в эрозионных окнах среди палеозойских образований Щучьинской зоны (Старков, 1983).

На севере, западе и частично на юго-западе палеозойские образования Щучьинской зоны ограничены метаморфическими породами ордовика, которые к западу, постепенно насыщаясь полосами габбро и гипербазитов, переходят в массив Сыум-Кеу (рис.15).

Восточнее полосы метаморфических пород обнажаются стратифицированные образования Щучьинской зоны, представленные осадочными и вулканогенными толщами палеозоя. К нижнему комплексу отнесены осадочно-вулканогенные толщи силура и светлые рифовые известняки нижнего девона и эйфеля. К верхнему комплексу отнесены слои живетского яруса, верхнего девона и нижнего карбона, которые отдаленно могут быть сопоставлены с зилаирской свитой Южного Урала. Эта толща отличается большим разнообразием осадочных и вулканогенных пород. Послеэйфельские молассоподобные и флишеподобные отложения девона с фауной верхнего живета, франа и фамена с резким угловым несогласием залегают на различных горизонтах более древних отложений.

Разрез терригенных образований заканчивается каменноугольными отложениями, известными в бассейне р.Сибилей и хребта Хоим-Пэ. Они представлены светло-серыми массивными рифовыми известняками, полимиктовыми конгломератами, гравелитами, песчаниками, глинистыми сланцами и мергелями с фауной турне, визе, намюра и среднего карбона.

Среди живетских и верхнедевонских осадочных толщ нередки эффузивы, представленные главным образом андезитами, липарито-дацитами и реже – базальтами. Эти вулканиты объединены в базальт-андезит-липаритовый комплекс островодужного типа, который имеет интрузивные комагматы (габбро, диориты, граниты). Завершают магматизм Щучьинской зоны трещинные тела существенно калиевых андезитов, трахибазальтов и базальтов, а также интрузии кали-натровых гранитов. Они соответствуют континентальной стадии развития региона.

Таким образом, геологический разрез Щучьинской зоны можно разделить на два структурных этажа (рис.16). Нижний этаж представляет собой метаморфизованное меланократовое основание, сложенное гипербазитами и габброидами массива Сыум-Кеу и лежащими выше досилурийскими метаморфическими сланцами и амфиболитами. Все породы этого структурного этажа подковообразно огибают территорию Щучьинской зоны, имеют моноклинальное залегание с восточным и юго-восточным падением и метаморфизованы в в условиях амфиболитовой фации (рис.15, 16). В период, предшествующий становлению верхнего структурного этажа, эти породы были подвержены региональной плагиогранитизации, в результате чего по названному субстрату сформировался харампэйско-масловский комплекс анатектитов позднеордовикско-раннесилурийского возраста, который В.Д.Старковым (1983) отнесен к ранней синметаморфической габбро-диорит-плагиогранитной формации.

Верхний структурный этаж представляет собой стратифицированные образования внутренней (палеоокеанической) зоны уралид, сформировавшиеся на метаморфизованном и плагиогранитизированном меланократовом основании.

Разрез верхнего структурного этажа начинается с раннеостроводужных силурийских вулканитов с прослоями осадочных пород и небольшими дайкообразными и штокообразными телами комагматичных натровых плагиогранитоидов. Вулканиты прорваны интрузиями габбро.

Выше по разрезу залегает девонская позднеостроводужная андезитовая формация с соответствующими интрузивными комагматами и позднедевонские субконтинентальные вулканиты и гранитоиды с щелочным уклоном. К верхнему же структурному этажу относятся и чисто осадочные толщи среднего девона-среднего карбона флишоидного и молассоидного типа.

Геофизические данные свидетельствуют об отчетливо выраженном блоковом строении района, которое обусловлено наличием крупных разломов и системой многочисленных разрывных нарушений. В центральной части зоны выделяется субмеридиональный Щучьинско-Ензорский разлом глубинного заложения, пересекающий почти все геологические образования палеозоя.

В западной части Щучьинской зоны находится массив Сыум-Кеу, который представляет собой гипербазит-габбровую ассоциацию, входящую в Главный офиолитовый (альпинотипный) пояс Урала. В нем выделяется центральное ядро мощностью около 10 км, которое сложено дунит-гарцбургитовой ассоциацией. Западный контакт массива с метаморфитами няровейской свиты тектонический и в нем фрагментарно сохранились участки габбро. С востока дунит-гарцбургитовое ядро окаймлено дунит-верлит-клинопироксенитовым комплексом, граничащем с востока с полосчатыми габброидами и амфиболитами.

Собско-Войкарская зона (синклинорий). К югу от Собского поперечного поднятия, сложенного древними метаморфическими породами, размещается другая структурная зона внутренней (палеоокеанической) части Урала – Собско-Войкарская, которая, в связи с мощным жестким ограничением с севера, имеет здесь субширотное простирание. К югу ее структуры постепенно меняют направление на субмеридиональное.

В отличие от Щучьинской зоны, в Собско-Войкарской осадочные породы слабо распространены. Главная роль в геологическом строении этой структуры принадлежит интрузивным и вулканическим комплексам (рис.17).

Северная и западная краевые части зоны представлены породами габбро-гипербазитовой формации, которая слагает три крупных массива – Рай-Из, Пай-Ер и Войкаро-Сыньинский. С юга и востока габбро-гипербазитовые массивы окаймлены полосой габбро-амфиболитов со структурами пластического течения, наклоненными к востоку под углом 40-600. К востоку амфиболиты постепенно переходят в непрерывную серию полосчатых плагиогранитоидов, состав которых изменяется от кварцевых диоритов до плагиогранитов, перемежающихся с породами мигматитового облика. Южная и восточная периферия Собско-Войкарской зоны сложена зеленокаменными вулканогенными толщами силуро-девонского возраста с редкими небольшими прослоями осадочных пород, которые прорваны интрузиями пестрого состава (габбро, диориты, кварцевые диориты, тоналиты, гранодиориты, монцониты и реже граниты). На крайнем юге восточной полосы интрузий обнаружено небольшое тело сиенитов, ассоциирующих в пространстве и времени с позднедевонско-турнейской континентальной молассой (Старков, 1983).

Таков генеральный разрез Собско-Войкарской зоны, в разных частях которой неодинаково развиты отдельные члены перечисленного ряда магматитов и метаморфитов.

Гипербазиты и габбро рассматриваются не как интрузивные образования, фиксирующие ГУГР, а как древнее меланократовое основание, на котором формировалась вся верхняя часть разреза палеоокеанической зоны.

Геологические и геофизические исследования показали, что габбро-гипербазитовые массивы Рай-Из, Пай-Ер и Войкаро-Сыньинский, как и массив Сыум-Кеу Щучьинской зоны, в современном структурном плане Полярного Урала представляют собой пологопадающие краевые аллохтоны, надвинутые на палеозойские образования палеоконтинентальной части западного склона Урала. Они возникли при смещении масс с востока на запад по действием субширотного сжатия. В основании аллохтонных пластин всюду обнаружены зоны серпентинитового меланжа.

Таким образом, Собско-Войкарская зона (рис.17) сложена породами двух структурных этажей.

Нижний структурный этаж представляет собой довольно крутую моноклиналь, падающую на юг в северной части и на восток-юго-восток – в южной (рис.18). Разрез ее состоит (снизу вверх) из гипербазитов, габбро-норитов и полосчатого собского комплекса, сложенного непрерывной серией гнейсовидных пород от габбро-амфиболитов до плагиогранитов, среди которых встречаются отдельные линзы ортогнейсов (долина руч. Кер-Дамен-Шор). Выходы пород собского комплекса в основном приурочены к депрессиям в рельефе, отделяющим габбро-гипербазитовый пояс от увалистой зоны Малого Урала. Минеральный парагенезис всех пород собского комплекса указывает на формирование их в условиях амфиболитовой фации.

К верхнему структурному этажу в Собско-Войкарской зоне относятся вулканические породы, образующие прерывистую полосу, вытянутую согласно с общим субширотным (в северной части) или субмеридиональным (в южной части) простиранием структуры. Они расчленены Н.П.Лупановой и В.В.Маркиным (1964) на нижний и верхний комплексы.

К нижнему комплексу относится силурийская недифференцированная вулканическая формация, представленная порфиритами основного состава, зелеными аповулканогенными слагнцами с редкими прослоями известняков.

К верхнему комплексу относятся позднеостроводужные андезиты, базальты и дациты, несогласно перекрывающие раннеостроводужные спилитовые толщи. Вулканиты верхнего комплекса пространственно и генетически ассоциируют с интрузивными гипабиссальными габброидами и гранитоидами. Последние прорывают образования собского комплекса, а вулканиты резко несогласно залегают на размытой поверхности последних.

Степень метаморфизма вулканических и интрузивных пород верхнего структурного этажа не превышает зеленосланцевую.

На различие геологического строения Собско-Войкарской и Щучьинской зон впервые обратил внимание В.А.Дедеев (1959), который отмечал, что сходство геологической истории этих двух регионов можно проследить лишь до раннего девона, а начиная с живетского века геологические события в них не совпадают по времени.

Отличие Собско-Войкарской зоны от Щучьинской заключается в первую очередь в широком развитии в последней пород чисто осадочного генезиса. Начиная с девона в Щучьинской зоне формируются почти исключительно осадочные толщи. Причем, с раннего живета они носят молассоидные черты, а карбоновые осадки относятся уже к сугубо континентальным (Воронов, 1983).

В Собско-Войкарской зоне, в отличие от Щучьинской, силурийские и девонские стратифицированные образования сложены исключительно вулканитами. Лишь небольшие прослои известняков фиксируются в эффузивах силура и девона в районе месторождений Первая рудная горка, Новогоднее и на некоторых других участках. На крайнем юге Собско-Войкарской зоны, в районе нижнего течения р.Лапта-Пай, на границе с мезозойско-кайнозойскими отложениями Западно-Сибирской плиты, обнаружена осадочная толща молассоидного типа (рис.19) предположительно позднедевонско-турнейского возраста (Старков, Нечкин, Бежаев,1983). Следовательно, континентальная моласса появилась в Собско-Войкарской зоне значительно позднее, чем в Щучьинской.

Тем не менее, сопоставление геологических формаций двух внутренних (палеоокеанических) зон Полярного Урала – Щучьинской и Собско-Войкарской, показывает, что строение их имеет много общего и генеральные линии событий в обеих структурах совпадают. В том и другом регионах четко выделяются два структурных этажа. Нижний этаж представляет собой моноклиналь, падающую на восток по островодужные образования силурийского и более молодого возраста. Разрез этих пластин, слагающих нижний структурный этаж, состоит снизу вверх из гипербазитов, габбро-норитов, габбро-амфиболитов и существенно плагиоклазовых гранитоидов, ассоциирующих с плагиомигматитами.

Дунит-гарцбургитовый и дунит-верлит-клинопироксенитовый комплексы, пространственно связанные с габбро-амфиболитами, - это самые ранние ассоциации, составляющие меланократовое основание уралид. Габбро-гипербазитовые массивы Полярного Урала являются типичными аллохтонными офиолитовыми динамометаморфическими образованиями тектонически выведенными из области генерации в мантии и претерпевшими в процессе транспортировки длительную и сложную тектоно-метаморфическую эволюцию. Офиолитовые пластины были выведены на уровень коры в ордовикское время.

На границе ордовика и силура за счет гранитизации офиолитового субстрата меланократового основания произошло становление комплексов метаморфитов, плагиомигматитов и палингенных плагиогранитоидов (собского и харампэйско-масловского).

Таким образом, в офиолитовых пластинах Щучьинской и Собско-Войкарской зон, начиная от основания вверх, наблюдается закономерная смена пород от ультраосновных до кислых. Габброиды, амфиболиты и гранитоиды обладают полосчатой или планпараллельной текстурой, согласной с общим моноклинальным их залеганием. Такие же ориентированные текстуры присущи и ультрабазитам. В большинстве случаев переходы между петрографическими разностями постепенные. Наиболее кислые члены перечисленного ряда - плагиограниты, иногда слагают согласные удлиненные тела среди пород повышенной основности, образуя с ними интрузивные контакты без следов термального воздействия и эндоконтактовых изменений. Большинство исследователей связывают формирование пород габброидной и гранитоидной ассоциаций с процессами глубинной метаморфической дифференциации, гранитизации и анатексиса исходных пород, сохранившихся в плутонитах в виде реликтов.

К верхнему структурному этажу относятся силурийские спилиты, диабазы и кварцевые альбитофиры, а также продукты средне-позднедевонского андезитового вулканизма и комагматичные им гипабиссальные габброиды и гранитоиды. Спилиты и зеленые сланцы по ним слагают основание вулканогенного разреза, а диабазы присутствуют в виде комплекса параллельных даек, секущих габброиды и плагиогранитоиды первого структурного этажа. Вулканиты андезитового состава средне-позднедевонского возраста вместе с комагматичными гранитоидами продолжают разрез второго структурного этажа. Завершают разрез небольшие тела основных и кислых пород кали-натрового и субщелочного состава (янаслорский и лаптапайский комплексы). Они носят субсеквентный характер.

Крупнейшая в мире офиолитовая гипербазит-габбровая ассоциация массивов Рай-Из, Пай-Ер и Вокаро-Сыньинского имеет протяженность около 200 км при средней ширине 25 км.

По мнению А.А.Ефимова (1995), эпоха метаморфических преобразований офиолитов произошла 470 млн лет назад.

Комиссией по корреляции магматических комплексов Европейского Северо-Востока СССР (Сыктывкар, 1988) возраст дунит-гарцбургитового комплекса принят позднеордовикско-раннесилурийским.

 




Поделиться с друзьями:


Дата добавления: 2013-12-12; Просмотров: 694; Нарушение авторских прав?; Мы поможем в написании вашей работы!


Нам важно ваше мнение! Был ли полезен опубликованный материал? Да | Нет



studopedia.su - Студопедия (2013 - 2024) год. Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав! Последнее добавление




Генерация страницы за: 0.01 сек.