ЭТАПЫ ДЕФОРМАЦИЙ ВЕРХНЕНЕОПРОТЕРОЗОЙСКИХ КОМПЛЕКСОВ НА СЕВЕРО-ВОСТОКЕ ЦЕНТРАЛЬНО-ТАЙМЫРСКОЙ ТЕКТОНИЧЕСКОЙ ЗОНЫ

1. ВВЕДЕНИЕ

В Таймыро-Североземельском орогене выделяются три структурные зоны: Северо-, Центрально- и Южно-Таймырская. Тектоническими границами между зонами являются Главный Таймырский с Диабазовым и Пясино-Фадеевский разломы (рис. 1, а) [Bezzubtsev et al., 1986; Uflyand et al., 1991; Vernikovsky, 1996]. В Северо-Таймырской тектонической зоне, выделяемой также как южная часть Карского блока или террейна, наиболее интенсивно проявились позднепалеозойские деформации, тогда как в Южно-Таймырской зоне – раннемезозойские [Pogrebitsky, 1971; Vernikovsky, 1996; Khudoley et al., 2018; Zhang et al., 2018; Kurapov et al., 2020; Vernikovsky et al., 2020]. В Центрально-Таймырской тектонической зоне, наряду с позднепалеозойскими и раннемезозойскими деформациями, отмечается широкое развитие неопротерозойских деформаций [Ravich, Chaika, 1962; Pogrebitsky, 1971; Bezzubtsev et al., 1986; Zabiyaka et al., 1986; Uflyand et al., 1991; Vernikovsky, 1996; Pease et al., 2001; Vernikovsky, Vernikovskaya, 2001; Proskurnin et al., 2003; Vernikovsky et al., 2004, 2011; Pease, Scott, 2009; Metelkin et al., 2012; State Geological Map…, 2013; Priyatkina et al., 2017]. Несмотря на проводившиеся исследования, детальная структурно-геологическая характеристика тектонических событий и кинематика разрывных нарушений на разных этапах эволюции региона остаются дискуссионными и требуют конкретизации.

Объектом исследования в настоящей работе являются разновозрастные структуры и направления перемещений, наблюдаемые в породах верхнего неопротерозоя Центрально-Таймырской тектонической зоны в разрезах, составленных вкрест простирания региональных структур.

Изученные разрезы расположены на п-ове Челюскин и на о. Старокадомского, входящих в состав архипелага Северная Земля (рис. 1, б). Район исследований располагается вблизи сочленения Центрально-Таймырской и Северо-Таймырской тектонических зон, граница между которыми проходит по Главному Таймырскому разлому (ГТР) (рис. 1, а, б) [Bezzubtsev et al., 1986; Zabiyaka et al., 1986; Uflyand et al., 1991; Vernikovsky, 1996]. ГТР разделяет неопротерозойские породы островодужных серий пестрого состава и верхнеэдиакарско-среднепалеозойские терригенно-карбонатные отложения пассивной окраины Сибири [State Geological Map…, 2000; Proskurnin et al., 2003] Центрально-Таймырской тектонической зоны и нижнепалеозойские [Lorenz et al., 2008; Ershova et al., 2017] породы флишоидного облика, относящиеся к отложениям Карского блока (рис. 1, б, в) [Vernikovsky, 1996].

Породы неопротерозойского возраста слагают нижний структурный ярус. Они перекрыты с угловым несогласием отложениями верхнего эдиакария – среднего палеозоя, которые формируют средний структурный ярус. Эти породы прорваны позднепалеозойско-раннемезозойскими интрузиями гранитоидов [Zabiyaka et al., 1986; Vernikovsky, 1996; State Geological Map…, 2000; Kurapov et al., 2020; Vernikovsky et al., 2020] и перекрыты с резким угловым несогласием отложениями юрско-раннемелового возраста [State Geological Map…, 2000, 2013; Schneider, 2020], слагающими верхний структурный ярус.

2. МЕТОДЫ И МАТЕРИАЛЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

Тектоническая структура пород верхнего неопротерозоя определялась в ходе составления детальных геологических разрезов с выявлением в них литолого-стратиграфической последовательности. При проведении структурных исследований замерялись плоскостные и линейные элементы. Результаты замеров представлены на сетке Шмидта, в проекции нижней полусферы, и обрабатывались в программе Stereonet [Allmendinger et al., 2012]. Определение нормального или опрокинутого залегания основывалось главным образом на соотношении кливажа и слоистости, а в структурах на о. Старокадомского также и на разном характере контакта в кровле и подошве пиллоу-лав [Koronovsky, 2006]. Последнее было возможным благодаря достаточно хорошей сохранности первичных текстур. Степень метаморфизма изучавшихся пород варьируется от зеленосланцевой до эпидот-амфиболитовой фации. В породах, подвергшихся зеленосланцевому метаморфизму, отчетливо распознается первичная осадочная слоистость. При более высокой степени метаморфических преобразований в породах широко развиты биотит и мусковит, которые ориентированы параллельно слоистости. Тем не менее данная плоскостная структура уже является метаморфической и авторы далее рассматривают ее как сланцеватость. Параллельно с составлением разрезов производилось документирование индикаторов направления перемещения (кинематических индикаторов) в породах обнажений и отбор ориентированных образцов. Было отобрано 20 ориентированных образцов, по каждому из которых были сделаны шлифы в двух взаимно перпендикулярных плоскостях. Обе плоскости были ориентированы перпендикулярно сланцеватости или же слоистости, при этом одна плоскость была ориентирована по простиранию, а вторая – по падению сланцеватости/слоистости. Изготовление ориентированных шлифов производилось в Центральной аналитической лаборатории Института Карпинского, а съемка – в ресурсном Центре микроскопии и микроанализа Научного парка СПбГУ. Для съемки использовался микроскоп Leica с микропозиционным столиком. Точки отбора ориентированных образцов показаны на схеме к разрезу по р. Ханневича (рис. 2). Далее проводился анализ структур в шлифах, указывающих на направление перемещения пород в ходе деформации, и сопоставление их с макроструктурными кинематическими индикаторами. Идентификация кинематических индикаторов основывалась на работах [Passchier, Trouw, 2005; Trouw et al., 2010]. Использование колчановидных складок как кинематических индикаторов основано на модели их формирования в ходе прогрессивной деформации [Minnigh, 1979; Cobbold, Quinquis, 1980; Passchier, Trouw, 2005]. Также было проведено дешифрирование деформационных структур на 3D-модели разреза пород на о. Старокадомского. 3D-модель была получена методом фотограмметрии. Математический аппарат данного метода подробно описан в работе [Krasnopevtsev, 2008]. Съемка велась с промышленного квадрокоптера «DJI Mavic 3 Enterprise», а обработка фотографий с географической привязкой и построение на их основе 3D-модели были произведены в программе «Agisoft Metashape Pro» (версия 2.02). Модель была построена в масштабе 1:1 с разрешением 1 пиксель на 10 см.

3. РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

3.1. Каньон реки Ханневича

В ходе составления опорного разреза было установлено чередование эффузивных пород среднего – основного состава, гипабиссальных пород основного состава, пачек вулканогенно-осадочных пород с карбонатными прослоями, кварцитов по риолитам и песчаникам, относимых, согласно [State Geological Map…, 2000, 2008], к эдиакарской лаптевской свите (рис. 2, б). Стратиграфическая последовательность выделенных пачек вулканических и вулканогенно-осадочных пород характеризуется постепенной сменой состава в сторону более насыщенных кремнеземом пород вверх по разрезу. Так, массивные метаандезибазальты постепенно переходят в метаандезиты и метадациты с прослоями метатуфов, которые, в свою очередь, сменяются чередованием небольших (мощность не более 5 м) покровов эффузивов дацит-андезитового состава, их метатуфов и кварц-биотитовых сланцев по осадочным породам. Выше в разрезе преобладают терригенные породы (рис. 2, б). Несколько обособленно выделяются габбро-долериты (рис. 2, б), залегающие субсогласно со вмещающими породами в форме силла, но ограниченные тектоническими контактами (рис. 2, а, г). Породы в каньоне р. Ханневича повсеместно пронизаны будинированными кварц-карбонатными жилами.

Описанные выше пачки залегают в тектонических пластинах со структурами северо-западной вергентности (рис. 2, а, в), поверхность срыва которых в большинстве случаев располагается в толще сланцев (рис. 3, г). Для пород характерны пластические деформации, происходившие в процессе метаморфизма от верхов зеленосланцевой до эпидот-амфиболитовой фации. Породы смяты в сложные опрокинутые, близкие к лежачим, складки различного размера, с пологопадающими на юго-восток осевыми плоскостями (см. рис. 2, в, г).

Сами складки имеют параболический тип замка от сжатых до закрытых по классификации [Fleuty, 1964] (см. рис. 2, г). На сетке Шмидта видно (см. рис. 2, в), что большинство шарниров мелких складок ориентировано параллельно генерализованной осевой плоскости. В то же время некоторые шарниры складок практически перпендикулярны к ней. Последние задокументированы вблизи разрывных нарушений (см. рис. 2, в), и такая их ориентировка является, вероятно, результатом более молодых тектонических процессов. Рядом с дизъюнктивами также присутствуют мощные, до 10 м, сложнодеформированные зоны смятия, в которые вовлечены как осадочные, так и вулканические породы (см. рис. 2). Плоскости сместителей надвигов и взбросов падают на юго-восток и ориентированы преимущественно параллельно осевым плоскостям складок в этих зонах.

Индикаторы перемещения в породах представлены δ-образными структурами, образованными фрагментами кварцевых жил (рис. 3, б), S – складками, а также S/С структурами, которые свойственны для кварц-биотитовых сланцев и характеризуются сечением сланцеватости (S), образованной по слоистости, кливажом осевой плоскости (C) (рис. 3, г). В сложнодеформированных зонах смятия присутствует кренуляционный кливаж (рис. 3, в). Он параллелен малоамплитудным разломам, которые, в свою очередь, параллельны осевым плоскостям складок северо-западной вергентности (рис. 3, а). Все достоверные кинематические индикаторы указывают на перемещение пород в северо-западном направлении.

3.2. Разрез на острове Старокадомского

В пределах юго-западной части о. Старокадомского (см. рис. 1, б) развиты вулканогенно-осадочные породы, коррелируемые с островодужными сериями верхнего неопротерозоя [State Geological Map…, 2013]. В видимом основании данной толщи залегают черные метатуффиты алевритово-глинистой размерности. Выше они начинают переслаиваться с псаммит-лапиллиевыми метатуфами, а еще выше – с лавовыми потоками метабазальтов. Последние в верхней части разреза преобладают (рис. 4, б). Степень метаморфизма пород не превышает зеленосланцевой фации.

В отличие от разреза вдоль каньона р. Ханневича, для структуры о. Старокадомского характерна восток-юго-восточная вергентность большинства тектонических пластин (рис. 4, а, в).

Выделяются три этапа деформаций. Структуры первого этапа в значительной степени переработаны в ходе более молодых тектонических процессов и распознаются только локально. Они диагностируются исключительно в наиболее мощных пачках метатуффитов и представлены зонами смятия с пластическими деформациями. Деформации данного этапа представлены опрокинутыми на северо-запад складками, шарниры которых ундулируют при погружении по азимуту около 20–55° (рис. 5, а). Углы падения осевых плоскостей данных складок также изменчивы – от пологих до крутых (см. рис. 4, а; рис. 5, а). Осевые плоскости складок ориентированы параллельно разрывным нарушениям, которые маркируют видимую нижнюю границу пачек метатуффитов (см. рис. 4, в; рис. 5, а). Вблизи тектонических контактов пачек развиты колчановидные складки, однообразная форма которых указывает на перемещение пород в северо-западном направлении (см. рис. 4, в; рис. 5, б, в).

Наиболее широко проявлен второй этап деформаций, в значительной степени и сформировавший структуру, наблюдаемую на юго-западе о. Старокадомского (см. рис. 4). Второй этап деформаций содержит структуры двух фаз: первой пластических и второй хрупких деформаций. Объединение структур данных фаз в единый этап деформаций условно и основано на сходстве кинематических характеристик, а именно взбросо-надвиговых перемещений в восток-юго-восточном направлении с правосдвиговой компонентой перемещений по разломам северо-восток-юго-западного простирания.

Шарниры складок, формирование которых связано с фазой пластических деформаций второго этапа, полого погружаются по азимутам от 5 до 25° или около 200°. Сами складки, в преобладающем количестве, запрокинуты на восток-юго-восток, закрытые [Fleuty, 1964] (см. рис. 4, в). Индикаторы перемещений в большинстве случаев представлены σ- и δ-образными структурами в будинированных прослоях лапиллиевых метатуфов и тремолит-актинолитовых прожилках (рис. 6, а, б). Индикаторами второй фазы хрупких деформаций являются зеркала скольжений и системы сопряженных трещин, указывающих на северо-запад-юго-восточную ориентировку оси сжатия (рис. 6, в, г).

Стоит отметить, что деформации в покровах метабазальтов гораздо более простые относительно наблюдавшихся в пачках вулканокластического состава. Современная структура метабазальтов представлена как результат деформаций второго этапа – породы смяты в простые складки (рис. 7, а).

Разница в пространственной ориентировке структурных элементов первого и второго этапа, которые отмечены красным и оранжевым цветом соответственно, составляет от 30 до 40° (рис. 8). Азимуты погружения длинных осей колчановидных складок, сформировавшихся на первом этапе деформаций, отличаются на 180° и близки либо 330°, либо к 150° (рис. 8). Противоположные погружения длинных осей колчановидных складок, при сохранении единого северо-западного направления перемещений, являются результатом более молодых деформаций, которые авторы связывают со вторым этапом. Значительные изменения в углах погружения шарниров мелких складок первого этапа, вероятно, так же связаны с их поворотом в ходе деформаций второго этапа (рис. 8).

Третий этап деформаций слабо проявлен и выделяется по аналогии с соседними регионами, где деформации со сходными характеристиками развиты значительно шире [Khudoley et al., 2018]. На о. Старокадомского структуры, сформировавшиеся на этом этапе, представлены малоамплитудными разрывными нарушениями (хрупкие деформации), параллельными простиранию ГТР с преобладанием левосдвиговых перемещений (см. рис. 1, а, б). Пример деформаций третьего этапа приведен на рис. 9, где кварцевая жила ориентирована перпендикулярно оси растяжения, определяемой по сопряженным трещинам второго этапа, но при этом смещена вдоль более молодого разлома (левого сдвига), относимого авторами к деформациям третьего этапа. Реже структуры третьего этапа представлены малоамплитудными надвигами со смещением висячего крыла в северо-западном направлении (см. рис. 4, в; рис. 10, а) и взбросо-сдвигами. Разрывные нарушения третьего этапа являются самыми молодыми в тектонической истории данной территории.

Полная тектоническая история вулканогенно-осадочной толщи представлена на одном из обнажений берегового обрыва о. Старокадомского (рис. 10). Колчановидные складки первого этапа, указывающие на тектонический транспорт в северо-западном направлении, срезаны пологим надвигом второго этапа юго-восточной вергентности, на что, в частности, указывает сигмоидная структура (см. рис. 6, а; рис. 10, а). Все эти структуры смещены пологим надвигом третьего этапа, по которому перемещение пород в висячем блоке происходило в северо-западном направлении. В висячем блоке этого разлома присутствует реликтовая C/S-структура первого этапа деформаций (рис. 10, б), указывающая на северо-западное направление перемещений, такое же как в колчановидных складках, наблюдаемых в лежачем блоке надвига второго этапа деформаций (рис. 10, а).

4. ОБСУЖДЕНИЕ

Структурно-кинематический анализ пород верхненеопротерозойской островодужной серии позволил выделить и охарактеризовать структуры первого этапа деформаций. Наиболее хорошо они сохранились в разрезе вдоль каньона р. Ханневича, где представлены падающими на юго-восток надвигами и опрокинутыми на северо-запад складками (см. рис. 2). Как на р. Ханневича, так и на о. Старокадомского для структур первого этапа характерно широкое развитие зон смятия с пластическими деформациями, локальное развитие колчановидных складок и северо-западное направление перемещений, фиксируемое по различным кинематическим индикаторам (см. рис. 3, 5). Зоны смятия с колчановидными складками и ассоциирующие с ними поверхности срыва приурочены к наиболее пластичным пачкам, таким как сланцы для разреза р. Ханневича и метатуффиты алевритоглинистой размерности для разреза о. Старокадомского. Поздненеопротерозойский (эдиакарский) возраст деформаций первого этапа определяется тем, что типичные для них зоны смятия отмечаются в породах лаптевской свиты, возраст которой определен U-Pb (SHRIMP) методом по цирконам как 617±4 млн лет [State Geological Map…, 2000, 2008, 2013], и отсутствуют в отложениях позднеэдиакарского и палеозойского возраста. Наличие кренуляционного кливажа (см. рис. 3, в) свидетельствует, о том, что эволюция структур первого этапа деформаций могла быть довольно сложной, но для выделения разновозрастных фаз данных пока недостаточно.

Северо-западная вергентность структур первого этапа позволяет рассматривать их как реликты структуры аккреционной призмы, формировавшейся при субдукции под Сибирскую платформу в неопротерозое [Priyatkina et al., 2017] (рис. 11, а). В породах о. Старокадомского как степень метаморфизма, так и распространение структур первого этапа деформаций заметно ниже, чем в породах каньона р. Ханневича. Это позволяет предполагать, что в структуре аккреционной призмы неопротерозойские комплексы о. Старокадомского располагались структурно выше, чем неопротерозойские комплексы каньона р. Ханневича (рис. 11, б). Для исследуемого региона сходное направление перемещений отмечалось в метаморфических толщах и ранее [Pease, 2011], но они без какого-либо обоснования были отнесены к нижнему палеозою.

Второй этап деформаций, отчетливо проявленный в разрезе о. Старокадомского и характеризующийся юго-восточной вергентностью структур (см. рис. 4), вероятно, связан с позднепалеозойской фазой складчатости [Pogrebitsky, 1971; Vernikovsky, 1996; Kurapov et al., 2020]. Так, структурные и кинематические характеристики второго этапа деформаций аналогичны наблюдаемым в кембрийских терригенных отложениях флишоидного облика на п-ове Челюскин, что исключает их принадлежность к поздненеопротерозойским тектоническим событиям [Vernikovsky, Vernikovskaya, 2001; Dodonov et al., 2024]. В ходе второго этапа деформаций структуры, сформировавшиеся на первом этапе, были существенно переработаны. Так, на о. Старокадомского перестройка структур первого этапа деформаций отражается в ундуляции длинных осей колчановидных складок (см. рис. 8), а также в разбросе ориентировок шарниров складок северо-западной вергентности и в углах падения их осевых плоскостей (см. рис. 3, б, 5, а). Восток-юго-восточное направление перемещений пород (см. рис. 6), наложение структур второго этапа на более древние структуры (см. рис. 5, а, 10, а), а также, в целом, относительно простая морфология складок (см. рис. 7, а) являются основными характеристиками структур второго этапа деформаций, позволяющими отличать их от структур первого этапа.

Деформации третьего этапа на исследуемой территории присутствуют локально и представлены главным образом разломами с левосдвиговыми смещениями и редкими пологими надвигами со смещением висячего блока в северо-западном направлении (см. рис. 9, 10, а), реактивированными разломами первого этапа на разрезе о. Старокадомского (см. рис. 4, в, 10, а), и разрывными нарушениями, секущими осевые плоскости складок в разрезе по р. Ханневича (см. рис. 2, а). Они рассекают структуры второго этапа деформаций, но их верхняя возрастная граница остается не определенной. Необходимо отметить, что северо-западное направление перемещений по надвигам отмечалось в Южно-Таймырской тектонической зоне при доминирующей роли хрупких деформаций и отсутствии специфических сложнодеформированных зон смятия, установленных исключительно в породах неопротерозоя Центрально-Таймырской тектонической зоны. Возраст наиболее молодых деформаций в Центрально-Таймырской тектонической зоне совпадает с возрастом деформаций в Южно-Таймырской тектонической зоне и определяется методами низкотемпературной термохронологии как поздний триас – ранняя юра [Khudoley et al., 2018; Zhang et al., 2018]. С этими тектоническими событиями мы связываем и формирование структур третьего этапа деформаций.

5. ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Основные результаты, проведенного исследования следующие.

1. Поздненеопротерозойская фаза складчатости, определяемая как первый этап деформаций, в породах островодужных серий Центрально-Таймырской тектонической зоны вблизи ГТР характеризуется пластическими деформациями с северо-западным направлением надвиговых перемещений.
2. Деформации в тектонических пластинах о. Старокадомского происходили в верхней части структуры аккреционной призмы и проявлены значительно слабее, чем в разрезе на р. Ханневича, соответствующем более глубокой ее части.
3. Структуры второго этапа характеризуются взбросо-надвиговыми перемещениями в восток-юго-восточном направлении с правосдвиговой компонентой по разломам северо-восток-юго-западного простирания и наложены на структуры первого этапа, и, вероятно, относятся к позднепалеозойской фазе складчатости.
4. Структуры третьего этапа, соотносимые с мезозойской фазой складчатости для исследуемой территории, представлены малоамплитудными хрупкими разломами с левосдвиговой компонентой перемещений или пологими надвигами с северо-западным направлением надвиговых перемещений и реактивируют разломы более ранних этапов.