Читать интересную книгу Строение и история развития литосферы - Коллектив авторов

Рис. 2. Геологическая карта южной части о. Столбовой, построенная по результатам полевого сезона 2007 г. Многочисленные крутые взбросы и сбросы не показаны. Гипотетический субширотный надвиг, осложняющий структуру острова, не подтвержден прямыми наблюдениями. Основанием для его проведения послужили палеонтологические данные (см. текст).

Рис. 3. Динамика напряжений сжатия, сформировавших структуру о. Столбовой. А. Образование сколовых трещин в результате общего сжатия. Б. Уменьшение вертикальной нагрузки и формирование пологой складчатости. В. Дальнейшее уменьшение вертикальной нагрузки и заложение надвигов.

В большинстве случаев разломы со смещением построены однотипно: зона, в которой сконцентрировано смещение, расчленяется на пластины, наклоненные в сторону приподнятого крыла (рис. 4). В дальнейшем, на этапе растяжения, возникающее зияние компенсируется увеличением наклона этих пластин, которые ведут себя подобно фишкам домино. Растяжение проявилось в обеих системах крутых разломов.

Рис. 4. Морфология типичного сбросового нарушения. А. Сброс со смещением около 20 см (ЮЮВ крыло опущено). В нижней части обрыва зона сбросового смещения ограничена двумя разломами, по обе стороны от этой зоны лежат массивные ненарушенные породы. Кружком обведен молоток для масштаба. Прямоугольником показан контур рис. Б. Б. Деталь предыдущего изображения. Видны риделевские трещины, возникшие в результате вертикального шеаринга. В дальнейшем, в обстановке растяжения, подобные зоны распадаются на серию отщепов, наклоненных подобно фишкам домино.

В обстановке напряжений растяжения регион стал развиваться начиная со второй половины апта (Kuzmichev, 2009). Дифференцированные проседания блоков компенсировались перемещениями по тем же разломам, которые были заложены ранее на этапе сжатия. Перемещения по сбросам продолжались, по меньшей мере, до неогена, так как мы наблюдали смещения по сбросам третичной коры выветривания.

2.2. Литостратиграфия

Остров сложен толщей мезозойских турбидитов, в которых преобладают песчаные фации. Мощность промеренного разреза в изученной южной части острова с учетом закрытых интервалов составляет около 1200 м, причем каких-либо заметных литологических изменений в его строении не выявлено. В разрезе незакономерно чередуются три основных типа пород (рис. 5). Наиболее заметным элементом разреза являются мощные (первые метры – первые десятки метров) пласты светлых, обычно среднезернистых, сортированных песчаников, представленных серией амальгамированных индивидуальных пластов. Также в составе комплекса присутствуют темно-серые плохосортированные глинистые песчаники, переходящие в диамиктиты; мощность таких пластов измеряется дециметрами. Верхние части турбидитовых ритмов сложены черными аргиллитами, мощности которых обычно измеряются сантиметрами; иногда они образуют самостоятельные пачки мощностью до нескольких метров, в которых присутствуют маломощные прослои песчаников и алевролитов. Разрез не может быть расчленен на картируемые пачки по литологическим признакам. Крупной цикличности, свойственной турбидитовым комплексам, нами не обнаружено.

Рис. 5. Типичное строение разреза столбовских турбидитов: чередование относительно мощных светлых песчаников (подобные пачки часто объединяются в монолитные амальгамированные пласты) и темных мелкоритмичных песчаников. Высота обрыва около 25 м.

2.3. Биостратиграфия

Ранее возраст пород о. Столбовой не вполне уверенно определялся по единичным находкам раковин рода Buchia в интервале оксфорд-валанжин. Нам удалось найти скопления бухий (в том числе хорошей сохранности) в большом количестве пунктов (рис. 2). По заключению В.А.Захарова они определяют стратиграфический диапазон вмещающих отложений в интервале поздневолжский подъярус – ранневаланжинский подъярус (Кузьмичев и др., 2009). Палеонтологические заключения не соответствуют геологическим наблюдениям о последовательности отложений и заставляют предполагать присутствие гипотетического надвига, по которому верхневолжские отложения надвинуты на нижненеокомские (рис. 2). Мы также допускаем и иную интерпретацию палеонтологических данных (Кузьмичев и др., 2009).

2.4. Седиментология

Изученные отложения представляют собой дистальные турбидиты с преобладанием песчаных фаций. Директивные подошвенные знаки (следы волочения, борозды течения и пр.) и редкие складки подводного оползания указывают на перемещение материала с юга на север и на субширотное простирание бассейна (рис. 6А). Ориентировка знаков ряби течений указывает в среднем на северо-восточное направление (рис. 6Б). По-видимому, знаки ряби фиксируют вдольсклоновое отклонение истощенных турбидитных потоков. Присутствие в разрезе двух типов песчаников мы объясняем действием разных седиментационных процессов. Мощные пласты светлых песчаников отлагались зерновыми потоками; источником материала для них являлись нестабильные массы сортированного песка, накапливавшиеся на кромке шельфа. Темно-серые глинистые песчаники и диамиктиты, содержащие растительный детрит, отлагались консистентными грязевыми потоками. Они интерпретируются нами как продукт транзитного переноса обломочного материала из области питания через узкий шельф в глубоководную часть бассейна (рис. 7). Нами детально изучены различные варианты последовательностей элементов турбидитовых ритмов, которые могут быть описаны в терминах трансформации потока.

Рис. 6. Ориентировка директивных седиментационных текстур в турбидитах о. Столбовой. А. Данные о направлениях подошвенных знаков и текстур оползания. Б. Данные об ориентировке знаков ряби течений.

2.5. Петрография

Оба типа песчаников характеризуются преобладанием обломков полевых шпатов (50–55 %) с подчиненным количеством кварцевых зерен (30–34 %) и литокластов (13–19 %). Среди последних доминируют обломки базальтов и андезитов. Калиевый полевой шпат часто представлен совершенно свежими обломками микроклина и ортоклаза. Обычны чешуи биотита, реже – мусковита. Незрелая остроугольная кластика указывает на близость источников сноса к области седиментации. Состав кластики свидетельствует, что в области размыва преобладали гранитоиды, были подчинены вулканиты, метаморфические и осадочные породы.

2.6. Выводы

Турбидитовый комплекс, слагающий о. Столбовой, распространен также на Большом и Малом Ляховских островах (рис. 1), но по условиям обнаженности отложения могут быть детально изучены только на о. Столбовой. Аналогичные толщи описаны также в Южно-Анюйской зоне Чукотки (Miller et al., 2008). Накопление комплекса происходило в поздневолжском-ранневаланжинском бассейне форланда, образовавшимся на южной окраине Новосибирско-Чукотского континентального блока во время Анюйской орогении. Ороген, питавший бассейн кластикой, располагался к югу от бассейна (рис. 7). Судя по составу кластики и возрасту детритовых цирконов (Miller et al, 2008), ороген был сложен тремя главными комплексами пород: 1) юрскими вулканитами и комагматичными интрузиями Анюйско-Святоносской дуги; 2) позднепалеозойскими вулканитами и комагматичными интрузиями, подобными тем, что обнажены в Южно-Анюйской зоне и 3) докембрийскими гранитами и метаморфитами. Распределение возрастов детритовых цирконов в одновозрастных поздневолжских-ранненеокомовых отложениях в Южно-Анюйской зоне Чукотки аналогично таковому на изученной нами территории (Miller et al, 2008), что подтверждает реконструкцию бассейна. Мы предполагаем, что волжский-неокомский турбидитовый бассейн не прослеживается на значительное расстояние в пределах акватории моря Лаптевых к западу от о. Столбовой. Следуя развороту Южно-Анюйской сутуры, обоснованному в (Kuzmichev, 2009), этот бассейн западнее о. Столбовой также должен повернуть к югу.

Рис. 7. Реконструкция позднеюрского – раннемелового бассейна. Показано два типа турбидитовых потоков, отлагавших светлые и темные песчаники, и ориентировка вдольсклоновых течений. Модифицировано из [13].

3. Остров Бельковский

Остров расположен севернее о. Столбового, на расстоянии 500 км от пос. Тикси (рис. 1). Остров вытянут в меридиональном направлении на 57 км при максимальной ширине 15 км. Основные сведения о его геологическом строении получены В.Ф. Непомилуевым в 1974 г. при проведении среднемасштабной геологической съемки. В 2002 и 2004 гг. в северной и центральной частях острова полевые исследования выполнены А.Б. Кузьмичевым. В 2008 г. нами закартирована южная часть острова, детально изучены осадочные разрезы западного берега и выходы магматических пород. Итоговая геологическая карта показан на рис. 8.