Тулымский ансамбль
(комплекс разновозрастных и разногенетических тектонических структур)
Расположение: Красновишерский
район
Тип памятника: Тектонический
Краткая характеристика: Совокупность тектонических структур различного
ранга и возраста, Мойвинский массив ультрамафитов
Статус: В составе Вишерского заповедника фед. знач.
(по постан. Совета Министров РСФСР от 26.02.91 № 120)
Авторы статьи: Г.Г. Морозов, И.И. Чайковский
Тулымский тектонический ансамбль представляет собой пространственное совмещение на небольшой площади тектонических структур различного ранга и возраста. Это участок, на котором рельефом вскрыто взаимоотношение трех структурных этажей, сложенных формациями различных геотектонических обстановок: байкальского (рифейско-вендского), каледонско-герцинского (палеозойского) и альпийского (мезозойско-кайнозойского). Здесь расположены разнообразные разрывные нарушения, «нарезающие» осадочные толщи по субвертикальным и субгоризонтальным плоскостям на смещенные относительно друг друга тектонические блоки и пластины. В этом районе присутствует одна из немногих на Северном Урале протрузивных (выжатых в твердом состоянии) пластин рифтогенных мантийно-реститовых ультрамафитов (Мойвинский массив).
Структурные этажи
Доуральский структурный этаж включает три формации (снизу вверх): карбостромовая
инундационной стадии развития морского бассейна (мойвинская свита R2),
сланцево-песчаниковая (муравьинская свита R2) и фалаховая (ишеримская
свита R3) регрессивной стадии. Эти формации характерны для грабенов, авлакогенов,
континентальных рифтов (Курбацкая, 1996) и шельфа пассивной окраины. Доуральский
комплекс образовался на перикратоне древнего палеоконтинента в окраинно-континентальных
условиях в стадию шельфа пассивной окраины (рифтогенной пассивной окраины).
Каледонско-герцинский структурный этаж залегает на доуральском этаже со стратиграфическим и угловым несогласием.
По О. А. Кондиайну (1995), он представлен Бельско-Елецкой (западной) и Сакмаро-Лемвинской (восточной) структурно-формационными зонами. Первая включает конгломератово-песчаниковую красноцветную формацию (таборная свита Є3—O1) стадии континентальных рифтов и песчаниково-конгломератовую формацию (хапхарская свита О1-2) базальных образований шельфа пассивной окраины. Вторая представлена габбродолеритовой формацией (дайки и силлы ишеримского долеритового комплекса О2-3) и сланцево-метабазальтовой формацией (чувальская свита О2-3), которые характеризуют рассеянный спрединг континентального склона. Формации трансгрессивной стадии включают карбонатно-сланцевые породы тошовской свиты и толщи нижнего силура, а регрессивной — шельфовые отложения карстовой, лыпьинской и усть-улсовской толщ.
Альпийский структурный этаж характеризуется мезозойско-кайнозойским структурно-вещественным комплексом. Он сложен континентальной терригенной формацией и формацией кор выветривания MZ—KZ, связанными с триасово-юрскими локальными сводово-блоковыми поднятиями. Они представлены неогеновыми террасовыми комплексами, делювиально-пролювиальными образованиями, мезозойскими и мезозойско-палеогеновыми корами выветривания. Мощность мезокайнозойских образований достигает 50 м. Линейные коры выветривания приурочены к Курыксарскому и Таборскому надвигам, Восточно-Тулымскому сбросу и другим разломам. Формация сформировалась в континентальных условиях в стадию платформы. С ней связаны россыпи и шлиховые потоки золота и полиметаллов.
Разрывные нарушения
В целом Центрально-Уральское поднятие разбито на серию чешуйчатых пластин,
надвинутых в результате герцинской коллизии на Западно-Уральскую зону,
которая при этом была преобразована в складчатую область. Перемещение
происходило в основном вдоль поверхности субмеридиональных надвигов. Позднее
проявились субмеридиональные сбросы, фиксирующие «разваливание» уральской
складчато-надвиговой структуры, и диагональные взбрососдвиги тиманской
ориентировки, связываемые с мезокайнозойской активизацией.
Курыксарский региональный надвиг впервые отмечен А. Д. Архангельским (1932), в дальнейшем установлен и закартирован при геологической съемке масштаба 1 : 50 000 Б. Д. Аблизиным и др. (1968, 1971), описан К. П. Плюсниным (1969). Территориально линия надвига отвечает западному подножию хребтов, отделяющему комплекс метаморфических образований Центрально-Уральского поднятия от неметаморфизованных палеозойских отложений Западно-Уральской внешней зоны складчатости. Горизонтальная амплитуда составляет более 10 км, падение сместителя восточное, 10—20°, к югу и воcтоку он становится круче (до 40—45°). Вдоль надвига развиты зоны милонитизации и брекчирования. Тектониты представлены зонами рассланцевания мощностью до первых сотен метров. Надвигу сопутствуют проявления и пункты минерализации меди и золота. Эрозионными процессами покровная (аллохтонная) пластина нарезана на блоки (Тулымский тектонический останец), чередующиеся с тектоническими окнами (Мойвинское окно), в которых проглядывают толщи автохтона.
Другие разломы, проявленные в районе горы Тулым, представлены Таборским и Ниолсовско-Лиственничным (герцинскими) надвигами, Восточно-Тулымским сбросом, Лыпьинско-Молебским, Порожнинско-Ольховским, Лыпьинско-Вижайским (мезо-кайнозойскими) взбрососдвигами тиманской ориентировки.
Мойвинский массив ультрамафитов
На Урале, вероятно, нет такого массива ультрамафитов, природу которого
пересматривали бы столько раз. Ю. Д. Смирнов (1959—1963) относил его к
Вишерскому каледонскому поясу габбро-перидотитовой формации. Позднее Н.
П. Старков (1966—1967) показал его геохимическое сходство с альпинотипными
гипербазитами Главного Уральского разлома, а К. К. Золоев и Л. Д. Булыкин
(1968) отнесли его к пироксенит-перидотитовой формации (так называемому
сарановско-вишерскому поясу). В этот пояс включался и Сарановский массив,
который еще И. А. Зимин (1938) сопоставлял с дифференцированными массивами
Бушвельда и Великой дайки, а Д. С. Штейнберг с коллегами (1964) обосновывал
его происхождение в результате расслоения базальтовой магмы. Объединение
этих двух массивов в один пояс (и соответственно формацию) предопределило
доминирование представлений о базальтоидной природе ультрабазитов, развиваемых
в последующих работах Б. Д. Аблизина (1968), И. Б. Попова (1972) и Н.
П. Старкова (1980). В настоящее время согласно утвержденной легенде Пермской
серии листов государственной карты Сарановский массив относится к позднерифейскому
габбро-анортозит-дунит-гарцбургитовому комплексу (формации), а Мойвинский
— к средне-позднеордовикскому клинопироксенит-дунит-перидотитовому. Р.
Г. Ибламинов и Г. В. Лебедев (2001) полагают, что последний принадлежит
к дунит-перидотитовой формации.
Массив залегает вдоль границы двух надвиговых пластин на контакте терригенных и карбонатных пород ордовика и среднего рифея. Он представлен пластообразным телом (7,5?5 км) мощностью от 750 до 1750 м, сложенным в основном гарцбургитами. Менее распространены вебстериты и оливиновыевебстериты, образующие субсогласные выделения, тяготеющие к краевым частям массива. И. Б. Попов высказывал предположение об их вторичной (метасоматической) природе. Еще реже отмечаются лерцолиты и клинопироксениты. Все породы подвержены серпентинизации.
Меньшие по размерам два тела гарцбургит-пироксенитового состава известны южнее, в долине р. Улса. Изучение типохимизма хромшпинелидов и клинопироксенов из гарцбургитов Мойвинского массива показало их формирование в умеренно истощенном реститогенном субстрате (Чайковский, Зайцева, 2006). Однако значительные вариации железистости (f=5—20) перидотитов перекрывают составы гарцбургитов как Салатимского, так и Сарановского массивов, имеющих различное (реститовое и магматическое) происхождение. Пироксенит-перидотитовая формация была впервые выделена Н. П. Михайловым в Казахстане. Как и на западном склоне Урала, она характерна для краевой части жесткой геосинклинальной рамы или внешней миогеосинклинальной зоны складчатых систем. Петрохимический анализ позволил установить, что для западной части мегантиклинория (хапхарская свита) ордовикские базиты и их кислые производные ложатся на глиноземистый тренд, а аналогичные им породы, формирующиеся ближе к эвгеосинклинальной зоне (саранхапнерская и хомасьинская свиты),— на метаглиноземистый. Предполагается, что эти базальтоиды могут являться легкоплавкими производными мантийных субстратов, в которых и формировался исходный материал Мойвинского и Салатимского массивов. Принадлежность состава базитов как западной, так и восточной полосы Центрально-Уральского поднятия к континентальным породам позволяет считать их траппоидами рифтогенных швов.
Таким образом, ультрамафиты Мойвинского массива представляют собой реститогенные образования, связанные с рифтогенной активизацией континентальной окраины, синхронной заложению уральского палеоокеана. Их отличие от офиолитов, в частности Салатимского комплекса, может объясняться меньшей степенью растяжения коровых блоков, обусловившего неравномерный характер рестирования, а также более примитивным исходным составом мантии, предопределившим повышенную глиноземистость не только базальтоидных выплавок, но и тугоплавкого рестита. Следовательно, мойвинские ультрамафиты можно рассматривать как континентальный аналог дунит-перидотитовой формации океанов.
Об активных тектонических деформациях ультрамафитов и изменении их состава могут свидетельствовать вторичные тела клинопироксенитов и многочисленные будинообразные выделения родингитов, разбитых продольными и поперечными жилами.
На иллюстрации:
1. Высочайшая (1469 м) вершина Пермского края — хребет Тулымский Камень
— отпрепарированный эрозией тектонический останец. Вид с горы Ишерим
JPG, 1000x601,
127 Кб