Геодинамика внешнего латерального сжатия и структурирование

палеозойских гранитных массивов Приморья

Неволин П.Л., Уткин В.П., Митрохин А.Н.

Дальневосточный геологический институт ДВо ран, Владивосток, Россия, nevpeter@yandex.ru

Формирование интрузивов, обычно синхронное тектонической и (или) геодинамической активизации, аксиоматично происходит в условиях интенсивных (в сравнении с нетектоническими периодами) полей напряжения. Достаточно одного взгляда на геологическую карту Приморского края, чтобы сделать вывод о согласном простиранию складчатости удлинении большинства гранитных массивов. При этом строение массивов, за редким исключением, не исследуется, а значит сведений о следах внешних динамических воздействий на структуру интрузивов крайне мало. Некие неоднородности массивов априори объясняются становлением самого магматического очага, чаще с позиции прямой или обратной зональности относительно центра или контактов. Однако в мировой практике достаточно много сведений о несогласованности реальных структурных рисунков магматических тел с представлениями об их очаговом саморазвитии (Pons, Brun, 1979). Это подтвердили и наши исследования структуры интрузивов мелового возраста на юге Приморья (Неволин и др., 2003).

Объектом исследования, о результатах которых информирует настоящее сообщение, были закономерности строения ряда палеозойских гранитных массивов на юге и западе Приморья.

Полнее всего они свойственны Тафуинскому массиву мусковитовых гранитов, испытавшему наибольшее число тектонических импульсов. Тафуинский гранитный массив расположен на полуострове Ливадийском, на северном отрезке береговой полосы залива Петра Великого. Он сложен светло-серыми, нередко пегматоидными гранитами. Граниты датируются ордовиком – 491-493 млн. лет (Ханчук, 1993).

Кроме известных структурных методов использовались и собственные приемы расшифровки асимметрии и вергентности складчатых форм. Анализировались геологические карты, планы, результаты наблюдений и замеры ориентировок структурных элементов.

Зафиксированы четыре основных структурных рисунка, образующих архитектуру Тафуинского гранитного массива. 1-й – представлен траекториями сланцеватости протолитов, 2-й – сложен теневой полосчатостью гранитов. И тот и другой мы относим к пассивному типу, поскольку они не синхронизированы с активным воздействием внешних напряжений. Третий рисунок образован конфигурацией контактов обособлений гранитов c останцами протокаркаса, а четвертый – составлен обособлениями аплитов второй фазы. Последние два рисунка отнесены к активному типу, т.к. они формировались в условиях синхронного с интрузивом латерального сжатия. Для обоих типов рисунка принципиально характерна складчатая структурная канва, состоящая из складок четырех порядков, генетически связанных между собой в соответствии с экспериментальной моделью Х. Рамберга (Ramberg, 1963).

Активный складчатый рисунок организован системами сопряженных сколов, кинематически – встречных надвигов 4-х порядков, пространственное сочетание которых образует складкоподобные многогранники. Генетическая иерархия в системе таких сколов заключается в том, что, видимо, в дальнейшие движения вовлекается часть сколов, которая попадает в зоны тангенциальных смещений. Иначе говоря, происходило тектоническое расслоение вмещающих пород по системе пологих сколов-надвигов, которые в условиях дальнейшего продолжительного сжатия испытывали деформации коробления, по сути аналогичные смятию стратифицированной толщи при продольном сжатии. В результате образовалась система складчато-сколовых форм нескольких порядков, при этом сохраняется даже тип вергентности, т.е. налицо сколовый аналог продольной складчатости, весомо влиявший на распределение гранитного вещества при замещении им структур каркаса. Неслучайно поэтому диаграммы ориентировок элементов пассивного и активного рисунков сходны.

Точно так же образовались структуры, определившие распределение аплитов второй фазы. Они маркируют собой следующий импульс сжатия. Устанавливается азимутальная переориентировка осей нормальных палеонапряжений сжатия. После формирования каркаса проявлены два импульса сжатия: сингранитный и синаплитовый. Оба этих активных рисунка – продукты продольного латерального сжатия ССВ (10-15^о) направления (оси σ₁,σ₂ – горизонтальны, σ₃ – вертикальна), первый из них результат пластических деформаций, второй – хрупко-пластических. Отмечается разворот сжатия с каждым импульсом на 10-15^о, таким образом, суммарный разворот сжатия составил 20-30^о по часовой стрелке.

Постгранитные деформации двух тектонических импульсов: позднепермского и мезозойского также сколово-складчатые. Позднепермский импульс (установлен в западном Приморье (Уткин и др., 2003)) характеризуется широтным сжатием. Им были собраны в пересекающие складки шарниры ранних ЗСЗ складок с проявлением систем встречных СЮ надвигов. Мезозойскому импульсу присуща доминанта проявления меридиональных и ССВ левых сдвигов при ССЗ латеральном сжатии.

Теперь о других интрузивах. В условиях широтного сжатия формировался Аннинский габброидный массив, контактирующий с Тафуинским с запада. В нем не обнаружено признаков полихронности. Однако габброиды под воздействием интенсивного сплющивания приобрели яркую СЮ полосчатость и такситовость, кроме того в них четко скульптурно выражены меридиональные сколово-складчатые формы с горизонтальными шарнирами – результат того же сжатия. При этом замковые части антиформ выполнены розоватыми позднепермскими рудневскими гранитами. Широтным позднепермским сжатием обусловлена структурная позиция и внутренняя структура Гамовского гранитного интрузива, сохранившего, как и Тафуинский массив, отчетливую упорядоченную СЮ ориентировку останцев своего протокаркаса.

Можно привести примеры еще, по крайней мере, десятка силурийских, позднепермских (преимущественно) и мелового возраста интрузивов, расположенных в западной части Приморья, структуры которых исследованы нами с разной детальностью. Подчеркиваем, все они характеризуются теми же структурно-геодинамическими признаками, что и Тафуинский, то есть, прежде всего, формировались они путем замещения эндогенным веществом вмещающего структурного каркаса без силового воздействия на внешнюю среду. Структуризация интрузивов определена внешним продольным сжатием.

Литература

Неволин П.Л., Уткин В.П., Митрохин А.Н., Коваленко С.В., 12.Кутуб-Заде Т.К. Меловые интрузивы Южного Приморья: Тектоническая позиция, структуры, динамика их формирования // Тихоокеан. геология. 2003. Т. 22. № 5. С.73-86.

Уткин В.П., Неволин П.Л., Митрохин А.Н. Два плана деформаций Восточного фланга Цзилинь-Лаоелинской складчатой системы // Доклады Академии наук. 2003. Т. 389. № 1. С.75-79.

Ханчук А.И. Геологическое строение и развитие континентального обрамления северо-запада Тихого океана. Автореф. докт. дисс. Москва: ГИН РАН, 1993. 31с.

Pons J., Brun J.P. Les structures internes des granitoides: tectonique et ecoulement magmatique? «7e Reun. annu. sci. terre, Lyon, 1979». Paris. 379p.

Ramberg H. Evolution of drag fold // Geol. Mag., V. 100. № 2. 1963.