CC BY
20
УДК 551.243.4 (234.9)
ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ СТРУКТУРЫ И СТРУКТУРНОЙ ЭВОЛЮЦИИ МЕТАМОРФИТОВ СРЕДНЕПАЛЕОЗОЙСКОГО БЛЫБСКОГО КОМПЛЕКСА ПЕРЕДОВОГО ХРЕБТА БОЛЬШОГО КАВКАЗА
Ю.П. Видяпин, В.А. Камзолкин
Институт физики Земли им. О.Ю. Шмидта РАН, Москва Поступила в редакцию 02.10.14
Впервые проведены подробные структурные исследования глубокометаморфизован-ного высокобарного блыбского комплекса, лежащего в основании пачки доальпийских покровов Передового хребта Большого Кавказа. Выявлены общая структура комплекса и основные черты ее истории. На раннем этапе структурной эволюции преобладали чешуйчатые дислокации, которые, по-видимому, и определяли механизм эксгумации комплекса.
Ключевые слова: Северный Кавказ, блыбский метаморфический комплекс, структурная геология, эксгумация.
Решение целого ряда важнейших проблем тектоники складчатых сооружений зависит от представлений о структурном положении и происхождении участвующих в их строении метаморфических комплексов. Их возраст, состав и соотношения с другими вещественными единицами играют определяющую роль при разработке моделей заложения складчатых систем и их тектонического развития. Теоретически метаморфические комплексы могут представлять собой фундамент складчатого сооружения, новообразованный компонент его разреза или чужеродное (аллохтонное) тело. В последние десятилетия именно благодаря новым данным, касающимся метаморфической геологии, были пересмотрены основы тектоники целого ряда складчатых систем (Сомин, 2007а). Такая ревизия затронула и представления о строении Большого Кавказа, где был установлен более молодой, чем считалось раньше, возраст кристаллического фундамента и получены свидетельства о его сложной покровной структуре (Баранов, Греков, 1974; Белов, Омельченко, 1976; Сомин, 2007б и др.). Особое значение при этом имели данные, полученные в западной части зоны Передового хребта, где обнажается почти полный набор комплексов домезойского основания Большого Кавказа: высокометаморфизованные породы, гранитоиды, слабо метаморфизованные вулкано-генно-осадочные толщи, офиолиты и др. В то же время важный вопрос, связанный с тектоническим положением наиболее измененных кристаллических пород, лежащих в основании пачки доальпий-ских покровов Передового хребта и объединяемых в блыбский комплекс, остается не вполне ясным.
Данный комплекс перекрывается толщей слабо-измененных вулканогенно-осадочных пород преимущественно девонского возраста (урупский комплекс), имеющих, вероятно, островодужную природу (рис. 1, А). Вопросы о возрасте блыбского комплекса и его соотношении с урупским, кото-
рые важны для понимания тектонической природы как самого блыбского комплекса, так и всей зоны Передового хребта, в разное время решались по-разному. Вначале предполагалось, что они образуют единый структурный этаж с зональным метаморфизмом (Круглов, Робинсон, 1962; Самохин, 1962; Чесноков, Красивская, 1985). Затем стало преобладать мнение, что блыбский комплекс представляет собой древнее (докембрийское) основание Передового хребта, перекрытое девонским чехлом (Потапенко, 1982). Проведенные в последние годы геохронологические и петрологические исследования (Камзолкин, 2013; Сомин, Лаврищев, 2005; Сомин и др., 2013) позволили обосновать наличие тектонических соотношений рассматриваемых комплексов. Особенности же внутренней структуры, ее эволюции, а следовательно, и тектонической истории блыбского комплекса остаются практически не изученными. Имеющиеся в литературе представления о них относятся к середине прошлого века и основываются на общетектонических моделях, подкрепленных весьма скудными структурными наблюдениями. Согласно этим идеям, породы блыбского комплекса образуют структуру пологого (Самохин, 1957, 1962) или крутого купола (Чесноков, Красивская, 1985). Проведенные нами в последние годы работы позволяют осветить этот вопрос по-новому.
Наиболее подробно внутренняя структура блыб-ского комплекса и его соотношение с урупским комплексом были изучены в пределах крупнейшего района его выхода на поверхность — Блыбского выступа, расположенного в бассейнах Большой и Малой Лабы (рис. 1). Здесь комплекс представлен широким спектром пород, в котором преобладают низкокалиевые апоплагиогранитные и апотонали-товые ортогнейсы, фенгит-роговобманковые гнейсы, гранатовые амфиболиты, метапелитовые гранат-кианит-слюдяные сланцы и эклогиты. Важно
Рис. 1. А — геологическая схема строения зоны Передового хребта в районе выходов блыбского метаморфического комплекса (БМК). 1 — четвертичные отложения; 2 — мезозойские отложения; 3 — вулканиты урупского комплекса; 4 — армовский метаморфический комплекс сланцево-гнейсовый; 5 — балканский метаморфический комплекс; 6 — магишинский метаморфический комплекс амфиболит-гнейсовый; 7 — серпентинизированные гипербазиты; 8 — гранитоиды блыбского метаморфического комплекса; 9 — геологические границы: а — комплексов, б — разрывные нарушения, в — надвиги; 10 — речная сеть; 11 — кордоны Кавказского биосферного заповедника; 12 — диаграммы ориентировок плоскостных элементов для отдельных участков комплекса. Б — сводная диаграмма замеров плоскостных элементов для БМК. Обозначения: залитые кружки — замеренные залегания плоскостных текстур; пустые кружки — ориентировки шарниров складок (проекции на верхнюю полусферу)
отметить, что значительная часть этих пород образовалась за счет первично осадочных (или вулка-ногенно-осадочных) пород (Гамкрелидзе, Шенге-лиа, 2005; Петрология метаморфических..., 1991).
Условия, в которых эти породы были метамор-физованы, оцениваются как среднетемпературные (550—700°С) и средневысокобарные (8—18 кбар) (Конилов и др., 2013; Кориковский и др., 2004; Перчук, 2003). Поскольку такие условия могут
быть достигнуты только в нижних частях земной коры, нужно полагать, что толщи блыбского комплекса были погружены на значительные глубины, метаморфизованы там, а затем выведены на поверхность (эксгумированы). Это позволяет рассматривать данный комплекс как пример для обсуждения природы и механизма эксгумации — проблемы, которая в последнее время привлекает пристальное внимание исследователей всего мира.
Спор о возрасте пород блыбского комплекса в настоящее время можно считать разрешенным благодаря множественным определениям изотопного возраста методами цирконометрии (Сомин, 2007а; Сомин, Лаврищев, 2005; 8ошт, 2011). Полученные данные позволяют датировать его как среднепалеозойский (девон — нижний карбон). Возраст урупского комплекса, включающего лавы базальтового и риолитового составов, а также туфы и вулканогенно-осадочные породы преимущественно андезитового состава, претерпевшие низкотемпературный низкобарный метаморфизм (низы зеленосланцевой фации), определяется как верх-несилурийско-нижневизейский (Сомин, 2007а).
Возрастные датировки, различия в степени метаморфизма, а также ряд других геологических фактов заставляют считать блыбский и урупский комплексы тектонически совмещенными (Сомин, Лаврищев, 2005). При этом следует иметь в виду, что вся доверхнепалеозойская структура Передового (и Главного) хребта запечатана молассой нижнего карбона, в основании которой залегают конгломераты среднего визе с гальками кристаллических пород. Таким образом, породы блыбского комплекса были погружены в основание коры, претерпели там метаморфизм, а затем были выведены в верхние горизонты коры, где вошли в соприкосновение с толщами урупского комплекса в очень короткий интервал времени (конец раннего визе). Это предполагает исключительно высокие скорости «затаскивания» (субдукционного?) пород комплекса на глубину, его метаморфизма и эксгумации. По данным А.Л. Перчука (2003), исследовавшего эволюцию эклогитов блыбского комплекса, скорость их подъема в период эффективного мас-сопереноса (до температуры 600°С) составляла не менее 8 км за миллион лет при остывании на 28°С (изотермическая декомпрессия). Максимальные же оценки выше на полтора порядка. Таким образом, на вывод блыбского комплекса в верхние горизонты коры было потрачено от нескольких сотен тысяч до первых миллионов лет. Выявление механизма, обеспечившего столь масштабные тектонические перемещения в столь короткое время, представляет важнейшую задачу как регионального, так общетеоретического плана. Поиски такого механизма невозможны без знания характера и истории формирования внутренней структуры блыбского комплекса.
Структурные исследования блыбского комплекса существенно осложняются плохой обнаженностью и труднодоступностью районов его развития. Большинство изученных обнажений располагается по долинам рек, при этом сплошных разрезов протяженностью более 100—200 м не встречается. Все это не дает возможности провести детальное картирование выходов блыбского комплекса, в том числе главного из них — Блыбского выступа, и заставляет ограничиться изучением отдельных фраг-
ментов его структуры и проведением статистического анализа положения замеренных текстурных и структурных элементов пород. В силу названных обстоятельств в настоящее время представляется возможным обсудить только основные черты структуры Блыбского выступа.
Одной из главных особенностей внутренней структуры блыбского комплекса является относительно малое количество складчатых форм. Прежде всего, это относится к складкам высокой степени сжатия, возникшим на ранних этапах структуроо-бразования, когда реологические свойства пород допускали интенсивные пластические деформации. Ни одной достоверной синметаморфической складки (с кристаллизационной сланцеватостью осевой плоскости) обнаружено не было. Это связано, скорее всего, с тем, что такие складки были в значительной степени уничтожены более поздними деформациями. Из достоверных следов деформаций, синхронных с главным высокобарным этапом метаморфизма, отмечаются только кристаллизационная сланцеватость и местами (в мета-интрузивных породах) минеральная линейность, которые свидетельствуют о существовании ориентированного (не изотропного) поля напряжений во время метаморфической перекристаллизации. Линейность выражена ориентированными иголочками амфибола, а сланцеватость — прежде всего листочками слюд (биотита, мусковита и фенгита). Таким образом, чисто структурных следов деформаций, происходивших во время высокотемпературного метаморфизма, практически не сохранилось.
В то же время петрологические данные свидетельствуют о том, что история вещественных преобразований пород блыбского комплекса при высоких Р-Т-условиях была весьма сложна. Как уже отмечалось, в этой истории существовал период практически изотермальной декомпрессии, когда давление резко падало на фоне слабого снижения температуры. Это проявлено в существовании нескольких стадий высокотемпературного минерало-образования. Так, в некоторых образцах отмечается несколько генераций метаморфических минералов (плагиоклазы, фенгиты, амфиболы), обычным является развитие зональности в кристаллах ряда высокотемпературных минералов (Камзолкин, 2013). Восстановить единую историю последовательности высокотемпературного минералообразования и особенности ориентировки минералов на разных ее этапах на данном уровне изученности не представляется возможным. Следует, однако, заметить, что нигде не обнаружено пересечения кристаллизационной сланцеватостью, по крайней мере макроскопически, полосчатости и гнейсоватости пород, возникших на синметаморфическом этапе. Это может свидетельствовать о том, что на всех стадиях этого этапа деформации развивались по одному и тому же плану.
Рис. 2. Неоднородное развитие деформаций в породах блыбского комплекса: А — бластомилониты, шлиф 119-2, николи скрещены. Зоны тонко перетертого материала обтекают линзы кварц-плагиоклазового состава (в том числе новообразованные);
Б — граница зоны повышенной деформированности в ортогнейсах
Рис. 3. Складчатые деформации в породах блыбского комплекса: А — ранние постметаморфические складки, изгибающие кристаллизационную сланцеватость; Б — складки каскадного типа в ортогнейсах
Ранние постметаморфические деформации проявлены главным образом в виде горизонтов бласто-милонитизированных и бластокатаклазированных пород (рис. 2, А), которые иногда достигают мощности в первые сотни метров, а иногда представляют собой тонкие (несколько сантиметров) послойные зоны. Они являются результатом крупных деформаций, приводивших к дроблению пород и минералов, следы которого были частично залечены синхронной перекристаллизацией. Эти процессы проходили на тех стадиях метаморфизма, когда минералообразование было еще возможно, но его ресурсы были уже ограничены. Новообразование минералов ограничивалось в это время формированием фенгита, хлорита, альбита, эпидота и др. Примерно в это же время, когда возможности для перекристаллизации были в основном исчерпаны, а прогрев и, следовательно, высокая пластичность пород сохранялись, формировались и складчатые структуры. Они представлены тесно сжатыми (до изоклинальных) асимметричными складками, из-
гибающими кристаллизационную сланцеватость (рис. 3, А). Их амплитуда колеблется от сантиметров до нескольких десятков метров. Шарниры таких складок имеют преимущественно северо-западные простирания (310—300°) при малых углах падения, однако встречаются и крутые залегания, что связано с наложением более поздних деформаций. В ряде случаев ранние постметаморфические деформации проявлены в виде разлинзования — расчленения полос, слоев и жил на линзообразные фрагменты. Чаще всего такие линзы состоят из кварца и плагиоклаза, но встречаются и линзы основного состава. Наблюдаются фрагменты изоклинальных складок, изгибающих метаморфические текстуры, что говорит о формировании части таких складок до разлинзования.
В целом деформации этого этапа, когда породы деформировались в условиях высоких температур и давлений, строго говоря, не являются одновременными. Наиболее ранние из них развивались на фоне завершающегося основного метаморфизма.
Сюда относятся изоклинальные складки и наиболее высокотемпературные бластомилониты. Другие, несколько более поздние, включают менее высокотемпературные бластокатаклазиты (вплоть до условий зеленосланцевой фации), субизоклинальные складки, изгибающие иногда бластомилони-товую полосчатость, а также разрывные деформации, сопровождающие разлинзование.
Характерной чертой описанных деформаций является неоднородность развития их по разрезу. Это выражается в том, что существуют горизонты, в которых концентрируются и бластомилонититы, и тесно сжатые (до изоклинальных) складки, и участки разлинзованных пород (рис. 2, Б). Мощность таких горизонтов иногда составляет несколько сантиметров, но может достигать и сотен метров. Так, в пересечениях по балке Копцева и Большой Балканке (левый борт Малой Лабы) выявляется зона концентрации деформаций мощностью до 200 м. В то же время рядом присутствуют горизонты, где перечисленных деформаций практически не наблюдается.
Таким образом, большинство деформаций, которые фиксируются в породах блыбского комплекса, являются постметаморфическими. Никакой информации о деформационной истории на доме-таморфическом (субдукционное затаскивание) и синметаморфическом этапах получить не удается. Наиболее ранние из фиксируемых деформаций развивались в конце основного метаморфизма, но до метаморфизма зеленосланцевого, который породы блыбского комплекса претерпели совместно с урупскими вулканитами. Свидетельством того, что описанные события происходили до совмещения блыбского и урупского комплексов, является отсутствие в толщах последнего аналогичных по интенсивности деформаций. Это позволяет считать, что этот этап структурообразования, скорее всего, соответствует процессу выведения толщ блыбского комплекса в верхние горизонты коры (эксгумация). Дискретность деформаций этой стадии не позволяет их строго синхронизировать. Можно допустить, что время и условия вещественных и деформационных процессов на этой стадии в различных зонах повышенной деформированности могли несколько различаться.
Складчатые деформации поздних этапов структурной эволюции блыбского комплекса, которые можно наблюдать в обнажениях, выражены небольшими (амплитудой до первых метров) складками, часто каскадного типа, иногда имеющими вид крупных кинк-зон (рис. 3, Б). Более крупные
формы устанавливаются при статистической обработке массовых замеров плоскостных элементов и будут проанализированы ниже.
Характер деформаций, возникших на раннем постметаморфическом этапе (ограниченное развитие складчатых форм, широкое развития бласто-катаклаза и разлинзования, концентрация деформаций в относительно маломощных горизонтах, преобладание пологого залегания плоскостных элементов пород), по-видимому, свидетельствует о том, что на этом этапе блыбский комплекс в основном испытывал тектоническое расслоение. Из этого следует, что начальный этап эксгумации блыб-ского комплекса осуществлялся главным образом путем выдвигания пород комплекса в верхние горизонты коры по системе чешуйчатых надвигов. Несколько таких надвигов, разграничивающих чешуи, отличающиеся по набору пород и характеру внутренней структуры, были закартированы на левом борту Малой Лабы в районе балки Копцева (рис. 4).
Альтернативой такому механизму эксгумации для блыбского комплекса может быть прежде всего куполообразное всплытие. Напомним, что, по данным А.А. Самохина (1957, 1962), Блыбский выступ имеет структуру куполообразной антиклинали. Для проверки этих представлений рассмотрим результаты статистического анализа распределения ориентировок плоскостных элементов пород (сланцеватости, полосчатости, гнейсоватости). Наиболее подробный материал по этому вопросу был собран в долинах Большой и Малой Лабы.
На сводной стереодиаграмме видно, что почти везде плоскостные элементы имеют азимуты падения от 310 до 120° с углами от 10 до 70° (рис. 1, Б). Наблюдаемая картина может рассматриваться как результат интерференции нескольких последовательных деформационных стадий, наложенных на изначально субгоризонтальные плоскостные текстуры: 1) наклон к СВ под средним углом; 2) вращение их вокруг оси северо-западного простирания; 3) вращение на величину до 140—150° вокруг оси, падающей на СВ под средним углом.
Поскольку прямых наложений складчатых форм не наблюдается, достоверно установить последовательность перечисленных деформаций не представляется возможным. Все описанные вращения могли быть результатом либо складчатости (тогда оси вращения можно рассматривать как статистические шарниры), либо наклона блоков. Так или иначе, мы имеем две основные оси (статистические шарниры), контролирующие дефор-
-►
Рис. 4. Схема чешуйчатого строения блыбского комплекса для участка среднего течения реки Малая Лаба. Мезозойские отложения: 1 — псебайская свита. Аргиллиты, алевролиты, песчаники; 2 — бугунжинская свита. Базальные конгломераты, песчаники, алевролиты; 3 — ходзинская свита. Пятнистые рифогенные известняки; 4 — ятыргвартинская, Малого Тхача и ачешбокская свиты объединенные. Известняки, редкие прослои аргиллитов; 5 — архызская свита. Песчаники с линзами гравелитов; 6 — кутан-ская, никитская, уруштенская и абагская свиты объединенные. Известняки, алевролиты, аргиллиты; 7 — урупский комплекс. Туфы, лавы основного, среднего и кислого состава, прослои яшм, туффитов и кремнистых сланцев. Блыбский комплекс: 8 — че-
2
Л6
3 \ *
\2 ¡а&ас 4
Т, аг 5 © 18
Р,И+аЬ
шуя 7. Гранат-слюдяные сланцы, кианитовые гнейсы, мусковитовые гнейсы; 9 — чешуя 6. Мусковитовые гнейсы, альбитизиро-ванные амфиболовые гнейсы, тела эклогитов; 10 — чешуя 5. Грантовые амфиболиты альбитизированные амфиболовые сланцы, порфиробластовые эпидотовые гнейсы; 11 — чешуя 4. В нижней части эпидотовые гнейсы, амфиболовые сланцы, порфиробла-стовые амфиболовые гнейсы, в верхней — гранатовые амфиболиты, парагнейсы; 12 — чешуя 3. Альбитизированные гнейсы амфиболовые, порфиробластовые амфиболовые гнейсы, прослои эпидотовых гнейсов; 13 — чешуя 2. Мусковитовые гнейсы и сланцы, альбитизированные амфиболовые гнейсы, гранатовые и мусковитовые амфиболиты; 14 — чешуя 1. Существенно гнейсовая. Эпидотовые и мусковитовые гнейсы, амфиболиты; 15 — тела серпентинитов; 16 — интрузивные тела: а — монцодиориты (ц8С1); б — тоналиты и метатоналиты хребта Большие Балканы (уЗВ3—С2); в — граниты второй фазы ятыргвартинского комплекса (у2В3—С2); 17 — геологические границы: а — трансгрессивные, б — границы интрузивных тел, в — разрывные нарушения, г — границы чешуй, д — граница урупского комплекса вулканитов; 18 — номера чешуй; 19 — элементы залегания плоскостных текстур: а — в пределах урупского комплекса; б — в пределах блыбского комплекса; в — минеральная линейность
мации: северо-западную субгоризонтальную и ортогональную к ней, наклоненную под средним углом к северо-востоку. Соответственно можно говорить о двух основных направлениях сжимающих напряжений: северо-восток — юго-запад и северо-запад — юго-восток. Следует также отметить, что деформации, связанные с вращениями вокруг северо-западных шарниров, повторяются как минимум дважды: на раннем постметаморфическом этапе, в самом конце основного метаморфизма и на позднем этапе, после зеленосланцевого метаморфизма. Данных об ориентировках шарниров мелких складок для проведения статистического анализа явно недостаточно, однако имеющиеся замеры в целом отвечают описанной картине наложения деформаций.
Поворот элементов вокруг северо-западной оси был относительно невелик и вполне мог возникнуть при формировании открытых и каскадных складок. В то же время вращение вокруг северовосточной оси, ответственное за основной пояс на диаграмме, привело к появлению широкого спектра наклонов, вплоть до очень крутых (70—75°). Столь значительные углы вращения трудно объяснить только складчатыми деформациями. Это требовало бы существования весьма напряженной складчатости, следов которой нигде не выявлено, или крупной антиклинальной структуры с крутыми крыльями и с наклонным шарниром. Детальный анализ структурных диаграмм, построенных по отдельным профилям, показывает, что при движении по профилю в одних случаях залегания, соответствующие разным частям выделяемого пояса, встречаются вперемежку. В других же случаях обнаруживается, что профиль распадается на моноклинальные отрезки, которые при объединении образуют тот же пояс. При переходе же к следующему отрезку происходит скачкообразное изменение залегания. Вместе с тем на объединенной стерео-диаграмме области точек, отображающих залегание в пределах отдельных отрезков, выстраиваются в пояс. Такая картина может говорить о том, что упомянутые отрезки отвечают блокам, разделенным крутыми разрывами и развернутым относительно друг друга вокруг той же оси, которая контролирует складчатые деформации. Именно эти вращения и могли обеспечить появление упомянутых выше крутых залеганий.
Анализ особенностей ориентировок плоскостных элементов на профилях, изученных в разных частях Блыбского выступа (рис. 1, А), показывает, что они практически везде одинаковы и отвечают поясному распределению, как и на сводной стерео-диаграмме. Следовательно, никаких признаков крупного купола в современной структуре Блыб-ского выступа не наблюдается.
В породах урупского комплекса общие особенности распределения ориентировок слоев и слан-
цеватости в основном те же самые, что и в толщах блыбского. Это может служить доказательством того, что последние два этапа деформаций оба комплекса испытывали совместно, т.е. после их тектонического совмещения.
Таким образом, можно достаточно уверенно выявить по крайней мере три этапа деформаций: ранний — эксгумационный (ранний постметаморфический) и два поздних постметаморфических, которые определили основные черты строения блыбского комплекса в пределах одноименного выступа. С учетом этого можно полагать, что тектоническая эволюция блыбского комплекса развивалась по следующей схеме (рис. 5).
1. Накопление в девоне — раннем карбоне (?). Внедрение ранних гранитоидов.
2. Погружение протолитов комплекса по крайней мере до уровня низов коры (субдукционный процесс) и метаморфизм в условиях высоких давлений и умеренных температур. Следов деформаций этого этапа практически не сохранилось.
3. Эксгумация комплекса, осуществлявшаяся в основном по системе чешуйчатых надвигов и со-провожавшаяся наложением ретроградного метаморфизма на уровне эпидот-амфиболитовой фации. В это же время формировались системы разрывов и зон повышенной деформированности, включая горизонты с интенсивной складчатостью, а также горизонты бластомилонитов и разлинзо-ванных пород. Возможно, что наклон системы че-шуй к северо-востоку возник на этом этапе.
4. Зеленосланцевый метаморфизм, затронувший одновременно блыбский и урупский комплексы. Деформационные события этого этапа неясны.
5. Первый этап совместных наложенных деформаций, на котором возникли относительно мелкие складки каскадного типа, сопровождавшие формирование более крупных складчатых форм с пологими шарнирами северо-восточного простирания и сопряженных с ними разрывов.
6. Второй этап наложенных деформаций, связанный с формированием пологих складчатых форм с северо-западной ориентировкой шарниров и завершившийся наложением блоковых деформаций, приведших к дополнительному усложнению формирующейся структуры.
В целом рассмотрение структурных особенностей и структурной эволюции блыбского комплекса позволяет сделать два основных вывода.
1. Современная структура Блыбского выступа описывается не купольной, а блоково-чешуйчатой моделью.
2. Основным механизмом выведения толщ блыб-ского комплекса из глубинных в верхние горизонты земной коры (эксгумации) было выдвижение по системе чешуйчатых надвигов.
Авторы выражают благодарность М.Л. Сомину за содействие при подготовке публикации.
Время
Т-Р
Минеральная ассоциация
Мезоструктуры
Макроструктуры
Процесс (Метаморфизм)
1
йз-С,
Т-Р|
субдукция, погружение до основания коры -верхов мантии
С,
Р = 17-18 кбар Т = 680-700 °С
С|1+Отр+ Ог±Ргдп±РМ
±Атр(бурый)±
Ер
нахождение в нижних горизонтах коры (высокобарный метаморфизм)
с.
Р = 9 кбар Т = 600 °С
Атр(синий)+
Ер+
РГи-АЬ+Ог
Т-Р|
Ер+Р11+ АЬ+Ог
ретроградный этап
альбити-зация
подъем в верхние горизонты земной коры (чешуйчатая эксгумация)
совмещение блыбского и урупского комплексов
с
с,
Р ~ 2-3 кбар Т ~ 300 °С
Т-Р|
ассоциация зеленых сланцев
совместные деформации блыбского и урупского комплексов (зеленосланцевый метаморфизм)
Рг3-Мг
Р <1 кбар Т < 200 °С
жильная ассоциация: Ог, карб.
заключительные блоковые деформации
Рис. 5. Схема структурно-метаморфической эволюции блыбского метаморфического комплекса
ЛИТЕРАТУРА
Баранов Г.И., Греков И.И. Ацгаринский тектонический покров на Северном Кавказе: Тез. Докл. IV конф. по геологии и полезным ископаемым Северного Кавказа. Ессентуки, 1974. С. 101-102.
Белов А.А., Омельченко В.Л. Офиолиты в структуре Марухского покрова и некоторые вопросы стратиграфии и магматизма палеозоя Передового хребта Северного Кавказа // Геотектоника. 1976. № 2. С. 44-56.
Гамкрелидзе И.П., Шенгелия Д.М. Докембрийско-па-леозойский региональный метаморфизм, гранитоидный магматизм и геодинамика Кавказа. М.: Научный мир, 2005. 460 с.
Камзолкин В.А. Тектоника домезозойского основания западной части Передового хребта Северного Кавказа: Автореф. дисс. ... канд. геол.-минерал. наук. М., 2013. 26 с.
Конилов А.Н., Бондаренко Г.В., Докукина К.А., Камзолкин В.А. Сульфиды блыбского метаморфического комплекса Северного Кавказа — новый тип минералов-контейнеров высокобарных и дометаморфических ассоциаций // Геофизические исследования. 2013. Т. 14, № 1. С. 79-86.
Кориковский С.П., Сомин М.Л., Корсаков С.Г. Сим-плектитовые высокобарические гранат-мусковит-марга-рит-клиноцоизитовые амфиболиты Даховского выступа Северного Кавказа: генезис и реакционные структуры // Докл. АН. 2004. Т. 397, № 5. С. 650-654.
Круглов С.С., Робинсон В.Н. О контакте древнейших и нижнепалеозойских образований в бассейне реки Лаба // Тр. Кавказской экспедиции ВАГТ и МГУ за 1959-1960 гг. М.: Гостоптехиздат, 1962. С. 233-241.
Перчук А.Л. Петрология и минеральная хронометрия коровых эклогитов: Автореф. дисс. ... докт. геол.-мине-рал. наук. М.: Наука, 2003. 48 с.
Петрология метаморфических комплексов Большого Кавказа. М.: Наука, 1991. 231 с.
Потапенко Ю.Я. Стратиграфия и структура додевон-ских комплексов Северного Кавказа. Тбилиси: КИМС, 1982. 117 с.
Самохин А.А. Структурные особенности массива больших Балкан на Северном Кавказе // Изв. АН СССР Сер. геол. 1957. № 6. С. 81-91.
Самохин А.А. Вопросы геологии метаморфического комплекса зоны Передового хребта в бассейне реки Лаба. М.; Л.: Гостоптехиздат, 1962. С. 242-252.
Сомин М.Л. Структурная позиция и геодинамические условия формирования метаморфических комплексов Большого Кавказа и Кубы: Автореф. дис. ... докт. геол.-минерал. наук. М., 2007а. 56 с.
Сомин М. Л. Главные черты доальпийского основания Большого Кавказа // Большой Кавказ в альпийскую эпоху. М.: ГЕОС, 2007б. С. 15-38.
Сомин М.Л., Лаврищев В.А. Совмещенные комплексы в структуре Передового хребта Большого Кавказа // Докл. АН. 2005. Т. 401, № 3. С. 370-373.
Сомин М.Л., Натапов Л.М., Белоусова Е.А., Кренер А., Конилов А.Н., Камзолкин В.А. Псевдофундамент в доаль-пийской структуре Передового хребта Северного Кавказа // Докл. АН. 2013. Т. 450, № 4. С. 445-449.
Чесноков С.В., Красивская И.С. Варисцийский геосинклинальный магматизм Большого Кавказа. М.: Наука, 1985. 94 с.
Somin M.L. Pre-Jurassic basement of the Greater Caucasus: brief overview // Turkish J. Earth Sci. 2011. Vol. 20, N 5. P. 545-610.
MAIN FEATURES OF MIDDLE PALEOZOIC BLYB METAMORPHIC COMPLEX (GREATER CAUCASUS, FORE RANGE ZONE) STRUCTURAL EVOLUTION
Yu.P. Vidjapin, V.A. Kamzolkin
For the first time we present the results of our detailed structural investigations of deeply altered high pressure Blyb metamorphic complex, which lying in the basement of Fore Range zone pre-Jurassic nappe complex. The main structure and the specific features of its evolution history were shown. In our view the scale dislocations dominated on the early stage of structural evolution and determined the exhumation process.
Key words: North Caucasus, Blyb metamorphic complex, structural geology, exhumation.
Сведения об авторах: Видяпин Юрий Петрович — канд. геол.минерал. наук, ст. науч. сотр. лаб. тектоники и геодинамики ИФЗ РАН; тел. (499) 2549205; Камзолкин Владимир Анатольевич — канд. геол.минерал. наук, науч. сотр. лаб. тектоники и геодинамики ИФЗ РАН; e-mail: [email protected]
