Анализ деформационных событий палеозойскомезозойских толщ мыса Кибера (Центральная Чукотка)

С.М. Катков — геолог-консультант ООО «Майкромайн Рус». E-mail: skatkov@micromine.com

Введение

В мезозойское время в ходе коллизии с Евразией микроконтинент Чукотка-Арктическая Аляска претерпел существенные тектонические преобразования с формированием региональных надвигов, крупных опрокинутых складок, многочисленных разрывных нарушений и других сопряженных с ними структур. Более поздние сдвиговые деформации нескольких этапов кайнозойского времени были не столь масштабны, но ввиду молодого возраста четко прослеживаются по всей Чукотке [1, 2, 3 и др.]. Если для Аляски установлено наличие следов доколлизионного элсмирского орогенеза [4], то в пределах Чукотского блока он остается дискуссионным.

Рис. 1. Геологическая карта района мыса Кибера (на основе ГГК-200): 

1 — флювиогляциальные отложения (QIII-IV); 2 — пермь-триасовые терригенные толщи; 3 — нижне-среднекаменноугольные терригеннокарбонатные толщи; 4 — верхнедевонские терригенные толщи; 5 — нижне-среднедевонские метаморфизованные толщи; 6 — гранитоиды Киберовского массива; 7 — разрывные нарушения; 8 — элементы залегания; 9 — высотные отметки

Изучение тектонической истории Чукотки актуально не только по причине развития геополитических интересов России в Арктическом регионе и проявления повышенного внимания к прибрежно-континентальным районам Северо-Востока. Структурно-парагенетический анализ помогает в настоящее время решать вопросы генезиса месторождений полезных ископаемых. Именно с коллизионной тектоникой связана золоторудная минерализация некоторых объектов Чукотского региона, а с постколлизионными деформациями — нефтегазоносность шельфа Чукотского моря [3].

С целью восстановления истории тектонического развития Центральной Чукотки в ходе полевых работ ГИН РАН изучались структурные парагенезы палеозойских метаморфических и магматических комплексов, а также терригенных толщ мезозойского возраста в районе мыса Кибера (100 км СВ от г. Певек). Структурные данные обрабатывались и визуализировались в программном продукте Micromine 2014 (Vers.15.2).

Комплексы палеозойских пород распространяются от мыса Кибера в юго-восточном направлении в структуре региональных антиформных поднятий (рис. 1). В береговых обрывах изучались терригенные отложения девона, представленные песчаниками, алевролитами и хлорит-серицитовыми сланцами с карбонатными пачками, которые с размывом перекрываются карбонатно-терригенными толщами карбона и песчано-глинистыми отложениями пермо-триасового возраста. Палеозойско-мезозойские отложения мыса Кибера прорываются небольшим гранитоидным плутоном раннекаменноугольного возраста [5]. Зона контактового метаморфизма во вмещающих толщах девонского возраста достигает первых сотен метров.

Структурно-деформационный анализ

С целью сопоставления структурных парагенезов и пространственных ориентировок их элементов был проведен структурно-деформационный анализ палеозойских метаморфизованных толщ, мезозойских терригенных толщ и палеозойских гранитоидов береговых обрывов района мыса Кибера.

 Рис. 2. Кварцевый прожилок, смятый в опрокинутую син-надвиговую складку

Структурные парагенезы палеозойских метаморфизованных комплексов
Нижне-среднедевонские толщи мыса Кибера представлены ритмичным переслаиванием зеленовато-серых вулканомиктовых туфоалевритов и темно-серых аргиллитов. В более грубозернистых пластах обычно прослеживается градационная слоистость, по которой устанавливается преобладающее нормальное залегание толщ. В ряде случаев основной кливаж S₁ параллелен осадочной слоистости S₀, однако чаще наблюдается их взаимное пересечение. В отдельных слоях с чёткой градационной слоистостью проявлен слабый изгиб кливажных поверхностей, который при развитии степени деформации может доходить до «преломления кливажа». Для раннедевонских толщ характерны S- или Z-образные fish-структуры черных сланцев и будинированных кварцевых прожилков (М до 2 см), образованные в условиях пластичных деформаций ЮЮВ-ССЗ растяжения. При приближении к гранитному массиву заметны следы хрупко-пластичных деформаций. Кроме начальных стадий формирования C-S-тектонитов, отмечаются маломощные кварц-карбонатные прожилки, которые в условиях СЗ растяжения этапа D₂ ² подвергались будинированию с мелкоамплитудными сбросами.

Верхнедевонские толщи представленны ритмичным переслаиванием серых и темно-серых серицитизированнных алевролитов. Кроме выраженной осадочной слоистости (S0), широко распространены основной кливаж S₁ и кварцевые прожилки, интенсивно смятые в опрокинутые складки F₁ (рис. 2). Для этих отложений характерны сульфидные стяжения и кристаллы пирита, со следами нескольких деформационных событий. Сами кристаллы образовались между этапами D₁ и D₂, т.к. кливаж S₁ рассекает их, а кливаж S₂ — огибает. В тенях давления крупных кристаллов образуются кварцевые бороды нарастания, длиной до 1 мм. Плоскости их роста характеризуются ЮЮВ падением с довольно крутыми углами — средн. 171 L64 (рис. 3Е). Удлиненная форма свидетельствует о формировании бород в условиях ССЗЮЮВ растяжения без вращения на втором этапе, что подтверждается аналогичной ориентировкой кварцевых прожилков, образованных по трещинам отрыва в том же поле напряжений.

В отдельных обнажениях наблюдаются кинк-бэнды, порой имеющие вид шевронных складок. Их пространственное положение свидетельствует о формировании парагенеза этапа D₁ ¹ в обстановке ССВ-ЮЮЗ сжатия и надвигообразования север-северо-восточной вергентности.

Рис. 3. Стереограммы замеров структурных элементов: А — осадочная слоистость; Б — кливаж S1; В — осевые плоскости складок F1; Г — зоны дробления; Д — кливаж S2; Е — бороды нарастания; Ж — кварцевые прожилки; З — зеркала скольжения. (Равноплощадная сетка. Проекция на нижнюю полусферу)

В устьевых обрывах руч. Конгломератовый изучались карбонатные гравийно-конгломератовые пачки, относящиеся к основанию нижне-среднекаменноугольных отложений. Наиболее отчетливо следы тектонических изменений отмечаются в слоях конгломератов с яркоконтрастной размерностью (рис. 4). Цемент представлен гравийно-песчаной карбонатно-терригенной разностью, а в состав галек входят:
1. хорошо окатанные граниты (40 %, размером 1–20, редко до 40 см);
2. глинистые сланцы (50 %, длиной до 30 см) и
3. кварц (10 %).

Обломки пластичных глинистых сланцев имеют уплощение вдоль поверхностей кливажа S₁, достигая коэффициента удлинения 1 к 15. Отмечены редкие гальки алевритов с кливажом плойчатости S₃ ?, по соседству с некливажированными обломками. Однако структурные изменения данных обломков до переотложения вызывают сомнения. Более вероятным представляется структурное воздействие на конгломераты, с локальным проявлением кренуляционного кливажа, по этой причине ориентировка кливажа в двух разных гальках схожа (S₃=S_cr 309 L46, 305 L45). Гальки более твердых гранитов и кварца, представляя собой концентраторы напряжений, характеризуются тенями давления в виде δ-структур, соответствующих формированию при повороте по часовой стрелке. В данном случае форма сигмоид свидетельствует о деформационных преобразованиях пород в условиях ССВ надвигообразования первого этапа (D₁ ¹). В некоторых случаях пространство между разобщенными при растяжении обломками гранитных галек заполняется кварц-карбонатным цементом.

Структурные парагенезы мезозойских терригенных комплексов
Толщи каменноугольного возраста перекрываются пермско-нижнетриасовыми отложениями. Контакт — резкий, неровный, волнистый, в подошве черных глинистых сланцев проявлена зона катаклаза видимой мощностью около 4 м с глинками трения и мелкими складками волочения. Поверхность контакта смята в пологую открытую складку и на протяжении нескольких десятков метров меняет положение от 225 L48 до 180 L36. Для пермско-триасовых отложений, кроме основного кливажа S₁, характерны субширотные малоамплитудные зеркала скольжения правосдвиговой и сдвиго-сбросовой кинематики.

Гранитоиды Киберовского массива
Киберовский массив сложен зеленовато-серыми среднезернистыми гранитами и светло-серыми крупнозернистыми гранит-порфирами раннекаменноугольного возраста (353±5 млн лет) [5]. Из-за резкого отличия плотностных свойств гранитоидов от стратифицированных толщ, их структурные парагенезы резко отличаются, даже если они формировались при одних тектонических событиях в едином поле напряжения. В гранитоидах сохранились преимущественно разрывные нарушения с зонами дезинтеграции пород разной степени и зеркалами скольжения. Чаще всего зоны дробления представлены катаклазитами мощностью от первых десятков сантиметров до первых метров, в единичных случаях — кварц-гранитными брекчиями. Большинство дизъюнктивов — это малоамплитудные сбросо-взбросовые нарушения, кинематика которых определима только при наличии даек инородного состава. Иногда такие зоны выражены вторичными окисленными сульфидами.

Ориентировка структурных элементов
Первичная осадочная слоистость, несмотря на активную структурную переработку, в разной степени сохранилась во всех изученных терригенных толщах. Если для палеозойских комплексов более характерно пологое залегание с углами до 20° и изменениями азимута падения, то мезозойские толщи преимущественно имеют СВ падение (средн. ~60 L40) (рис. 3А).

По ориентировке основного кливажа S₁ была собрана наиболее представительная выборка (254 замера) ввиду его широкой распространенности на изучаемой площади. В целом для разновозрастных комплексов мезозоя и палеозоя выражено общее ЮВ падение с широкой вариацией углов падения от пологих до крутых (рис. 3Б). Обоснованной зависимости положения S₁ от возраста не отмечается, хотя одновозрастные толщи формируют сближенные облака точек. Среднее значение (для всех замеров) — 209 L39, соответствует СВ-ЮЗ сжатию.

Рис. 4. Деформированные конгломераты нижнего карбона

Кливаж S₂ ярко проявлен в слабометаморфизованных толщах девонского возраста, особенно в отложениях позднего девона (всего было сделано 85 замеров), при этом для разновозрастных толщ S₂ имеет различную пространственную ориентировку и выражен по-разному (от проникающего кливажа до кливажа плойчатости). В нижнекаменноугольных пачках кливаж S₂ характеризуется крутонаклонным юго-восточным падением (среднее 150 L80–90), для нижнедевонских отложений полюса замеров сгущаются в двух обособленных зонах (рис. 3Д), что соответствует двум участкам изученных береговых клифов — западнее и восточнее Киберовского массива. Если в западной экзоконтактовой зоне S₂ имеет северное падение с углами ~30 градусов, то восточнее массива — более пологое северо-западное падение (~300 L10– 20). Поздние субширотные сбросы этапа D₂ ², амплитудой до нескольких метров, затрагивают все вышеперечисленные разновозрастные комплексы.

О наличиии самостоятельного структурного парагенеза D₃ свидетельствует локальный кливаж S3 (250 L72), наблюдаемый в одних обнажениях вместе с S₀, S₁ и S₂.

Обсуждение

В результате структурно-парагенетического анализа для мыса Кибера установлена сложная полифазная история тектонического развития с палеозойского до кайнозойского времени, включающая несколько деформационных событий:
1. Структуры раннего элсмирского орогенеза не сохранились, были затушеваны более поздними событиями. Доказательством тектонической активности региона в раннем карбоне служат палеозойские гранитоиды и гальки этих гранитоидов в подошвенных конгломератах раннего карбона.
2. Позднемеловые структуры коллизионно-надвигового этапа D₁ ¹ (асимметричные и опрокинутые складки, кинк-бэнды с сингенетичным кливажом S₁), доказывающие ССВ надвигообразование.
3. Структуры подзне- (или пост?) коллизионного этапа D₁ ² ССВЮЮЗ растяжения (кварцевые прожилки, локальные сбросы), связанные с пост-коллизионной релаксацией.
4. Структуры молодых кайнозойских СЗ-ЮВ сжатий этапа D₂ ¹ (кливаж S₂).
5. СЗ-ЮВ растяжение этапа D₂ ² с образованием кварцевых прожилков, бород нарастания, fishструктур.
6. ВСВ-ЗЮЗ сжатие этапа D₃ с образованием кливажа S₃.

Учитывая локальность и ограниченность распространения палеозойских толщ на Чукотке в целом, полученные результаты крайне важны для деформационных реконструкций всего Центрального сегмента Чукотского микроконтинента. Вероятно, структурный рисунок мыса Кибера косвенно отображает характер тектонических преобразований всего центрального сектора Чукотки. Структурные данные для центральной части микроконтинента удачно согласуются с имеющимися материалами по Западному сегменту [2], Южно-Анюйской сутуре (ЮАС) [1] и частично — Аляске. Для всех трех региональных структур основным деформационным этапом является коллизия, затушевавшая следы более ранних деформаций. Схожи структурные парагенезы этого этапа, включающие разномасштабные опрокинутые складки в сочетании с надвигами ССВ вергентности и в отдельных случаях — ретро-шарьяжами ЮЮЗ румбов. Во время следующего этапа постколлизионного декомпрессионного растяжения наряду с образованием комплексов метаморфических ядер кордильерского типа (как Алярмаут и Куэквунь), формировались и локальные хрупкие сбросы. Самые поздние структуры — правые сдвиги и сбросо-сдвиги в пределах ЮАС, для обоих сегментов Чукотки выражены несколькими разнонаправленными фазами сбросов и сдвиго-сбросов.

Выводы
1. Для мыса Кибера установлена сложная полифазная история тектонического развития с палеозойского до кайнозойского времени, включающая несколько деформационных событий.
2. Изучены структурные парагенезы трех этапов с двумя под-этапами мезо-кайнозойских деформаций (коллизионных и постколлизионных), затушевавших следы элсмирского орогенеза.
3. Доказано парагенетическое сходство деформационных структур изученного участка Центрально-Чукотского сегмента со структурами Западно-Чукотского сегмента и Южно-Анюйской сутуры.

Данная работа выполнена при финансовой поддержке Российского Фонда Фундаментальных исследований — грант РФФИ №13-05-249.

1. Sokolov S.D., Bondarenko G.Ye., Morozov O.L. et al. Souyh Anyui suture, northeast Arctic Russia: Facts and problems // Tectonic evolution of the Bering Shelf-Chukchi Sea-Arctic Margin and Ajacent Landmasses / E.L. Miller, A. Grantz, S.L. Klemperer (Eds). Boulder, Colorado, GSA Special Paper 360. 2002. P. 209–224.
2. Катков С.М., Миллер Э.Л., Торо Х. Структурные парагенезы и возраст деформаций западного сектора Анюйско-Чукотской складчатой системы (Северо-Восток Азии) // Геотектоника. 2010 г. № 3. С. 1–20.
3. Вержбицкий В.Е., Соколов С.Д., Тучкова М.И. Тектоника, этапы структурной эволюции и перспективы нефтегазоносности шельфа Чукотского моря (Российская Арктика). Геология полярных областей Земли. Материалы XLII Тектонического совещания. Том 1, 2009 г., с. 85–90.
4. Natal'in B. A., Amato J. M., Toro J., Wright J. E. Paleozoic rocks of northern Chukotka Peninsula, Russian Far East / Tectonics. 1999. Vol. 18, N 6, pp. 977–1003.
5. Катков С.М., Лучицкая М.В., Котов А.Б., Сальникова Е.Б., Яковлева С.З. Позднепалеозойские гранитоиды Центральной Чукотки: структурное положение и обоснование возраста // Доклады АН. 2013 г. Т. 450. № 2. С. 193–198.

Опубликовано в журнале «Золото и технологии», № 4 (26)/декабрь 2014 г.